/
Текст
ISSN 0435-4281
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
РОССИЙСКАЯ
АКАДЕМИЯ
НАУК
МОСКВА
ЯНВАРЬ-МАРТ
№1- 1999
ЖУРНАЛ ОСНОВАН
В 1970 ГОДУ
ВЫХОДИТ
4 РАЗА В ГОД
СОДЕРЖАНИЕ
Уфимцев Г.Ф. Складчатые горы Евразии (Статья 1. Морфология и распространение складчатых
гор) • 3
Уфимцев Г.Ф. Складчатые горы Евразии (Статья 2. Структурные и геодинамические черты склад¬
чатого горообразования) 16
Геоморфология и народное хозяйство
Антроповский В.И. Морфология русла Нимана (бассейн р. Бурей) и прогнозная оценка его общих де¬
формаций в нижнем бьефе проектируемой Ургальской ГЭС-1 25
Калантаров О.К., Девяткин А.Е., Каневский М.З., Михалев Д.В., Шевченко К.И. Методы защиты
откосов автомобильных дорог и инженерных сооружений от эрозии и склоновых процессов (на
примере МКАД) 33
Недошовенко А.И. , Петрова Е.С., Рябчун Л.И., Гусынина Т.В., Ли щеп ко Л.П. Палеогеомор-
фологические условия осадконакопления верхневизейской песчано-глинистой толщи центральной
части Дне провско-Донецкой впадины в связи с перспективами ее нефте газоносности 42
Научные сообщения
Беркович К.М., Злотина Л.В., Турыкин Л.А. Современные вертикальные деформации русла р. Бе¬
лой 50
Игнатов Е.И., Огородов С.А., Сафьянов Г.А. Особенности морфодинамики аккумулятивных берегов
Каспийского моря на современном этапе 56
Лузгин Б.Н. Зональность озер Алтая 63
Мусатов Е.Е. Батиметрия и морфоструктура Баренцево-Карского шельфа 69
Новиков И.С. Геоморфология Анабаро-Уджинского междуречья (северо-восток Сибирской плат¬
формы) 75
Рогожин Е.А., Богачкин Б.М., Нечаев Ю.В., Платонова С.Г., Чичагов В.П., Чичагова О.А. Следы
сильных землетрясений прошлого в рельефе Горного Алтая 82
Таташидзе З.К. Морфолого-генетические особенности горного карста Грузии 96
Тащи С.М., Аблаев А.Г. Геолого-геоморфологическое развитие Притуманганья в кайнозое и его
угленосность (Юг Дальнего Востока) 103
Филиппов А.Г. Генезис Ботовской пещеры 108
Юбилеи
К юбилею Романа Сергеевича Чалова 116
Рецензии
Дедков А.П., Гусаров А.В. Эрозия в изменяющемся мире 118
Хроника
Брылев В.А., Дьяченко Н.П. Города и русловые процессы 122
Потери науки
Сергей Михайлович Александров (1933-1998) 124
Олег Константинович Чедия (1923-1998) 125
© Российская академия наук.
Отделение океанологии, физики атмосферы и географии.
Институт географии, 1999 г.
1
GEOMORPHOLOGY
RUSSIAN
ACADEMY
OF SCIENCES
MOSCOW
№ 1- 1999
QUARTERLY
FOUNDED 1970
JANUARY-MARCH
CONTENTS
Ufimtsev G.F. Fold mountains of Eurasia (Paper 1. Morphology and distribution) 3
Ufimtsev G.F. Fold mountains of Eurasia (Paper 2. Structural and geodynamic features of fold mountain
making) 16
Geomorphology and economy
Antropovsky V.I. Morphology of the Niman River channel (basin of the Bureya River) and prognostic
evaluation of its total deformation in the lover pool of the designed Urgalskaya-1 water power plant 25
Kalantarov O.K., Devyatkin A.E., Kanevsky M.Z., Mikhalev D.V., Shevchenko K.I. Methods of erosion
and slope processes protection of the road scarps and engineering structures (on the example of Moscow
circle highway) 33
Nedoshovenko A.I. , Petrova E.S., Ryabchoun L.I., Gusynina T.V., Lischenko L.P. Paleogeo-
morphologic conditions of Upper Visean sandy-argillaceous rock mass sedimentation in the central part of /
Dnieper-Donets basin and prospects of its oil-and-gas recourses, 42
Short communications
Berkovitch K.M., Zlotina L.V., Turykin L.A. Recent vertical deformations of Belaya River channel 50
Ignatov E.I., Ogorodov S.A., Saphyanov G.A. Morphodynamics of the Caspian Sea accumulative shores in
the recent epoch . 56
Luzgin B.N. Zonality of lakes in Altai 63
Musatov E.E. Bathimetry and morphostructure of the Barents-Kara Seas shelf 69
Novikov I.S. Geomorphology of the Anabar-Udzha interstream area 75
Rogozhin E.A., Bogachkin B.M., Nechayev Yu.V., Platonova S.G., Chichagov Y.P., Chichagova O.A.
Traces of ancient earthquakes in the Altai mountains 82
Tatashidze Z.K. Morphogenetic peculiarities of mountain karst in Georgia 96
Taschi S.N., Ablayev A.G. Geologic-geomorphologic development of Pritumanganie (the southern part of Far
East) during Cenozoic period and its coal-bearing properties 103
Philippov A.G. The origin of Botovskaya cave 108
Anniversaries
To the jubilee of Roman Sergeyevitch Chalov. 116
Reviews
Dedkov A.P., Gusarov A.V. Erosion in the changing world .* 118
Chronicles
Brylev V.A., Dyachenko N.P. Cities and channel processes.
122
Obituary
Sergey Michailovich Alexsandrov (1933-1998) i 124
Oleg Konstantinovich Chedia (1923-1998)... 125
2
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1
январь-март
1999
УДК 551.243.3 : 551.432(-924)
© 1999 г. Г.Ф. УФИМЦЕВ
СКЛАДЧАТЫЕ ГОРЫ ЕВРАЗИИ
(Статья 1. Морфология и распространение складчатых гор)1
Введение
Проблема горообразования - одновременных и сопряженных деформаций геологиче¬
ских тел и формирования горного рельефа - являлась и является центральной в тео¬
рии неотектоники и в понимании явлений молодой геодинамики приповерхностных
частей литосферы, достаточно вспомнить труды С.С. Шульца и Н.А. Флоренсова, раз-
рабртки В.Е. Хайна и Е.Е. Милановского. Содержание журнала "Геоморфология"
дает нам пример постоянного внимания к этой проблеме.
Складчатые горы - одна из особенностей тектонического рельефа молодых (аль¬
пийских) подвижных поясов и лучше всего изучены в Западной Европе, не случайно
понятия и термины о рельефе юрского типа и рельефе складчатых гор являются
синонимами [1]. Из французского языка в научную литературу пришли многие терми¬
ны, используемые для описания рельефа складчатых гор, такие, как комб - антикли¬
нальная долина; клюз - узкая долина, прорезающая антиклинальный массив вкрест
его простирания или гребни на его склонах и др.
Надо, однако, заметить, что между понятиями о складчатых горах и рельефе
юрского типа, видимо, существует некоторое тонкое, почти неуловимое различие.
Понятие о складчатых горах более ориентировано на решение тектонических задач, в
том числе благодаря широкому использованию геоморфологической информации.
Понятие о рельефе юрского типа более уместно употреблять при решении проблем
морфогенеза в условиях преимущественного проявления складчатых деформаций. В
первом случае проблему экзогенной составляющей морфогенеза остаются как бы в
тени при описаниях (но не при анализе!), хотя она в нашем случае определяет одну из
существенных особенностей складчатых деформаций приповерхностных частей
литосферы. Но об этом ниже.
Складчатые горы - это сложно устроенные горные сооружения, в которых из‘ги-
бовые деформации слоистых толщ получают прямое выражение в рельефе. Они соот¬
ветствуют геоморфологически выраженным складкам покрова Э. Аргана. Складчатые
горы как определенный тип приповерхностной тектоники широко распространены в
Евразии, главным образом, в Альпийскр-Гималайском подвижном мегапоясе и его
обрамлении. Это в первую очередь Юрские горы, изучение которых дало представ¬
ление о складчатом орогенезе и целый ряд соответствующих геоморфологических
терминов. Далее следуют горные сооружения Веркора и Северного Прованса, склад¬
чатые формы которых составляют внешнюю цепь Альпийского орогена, так называе-
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (код проекта 96-05-64773).
/
3
мые Субальпы [2-5]. В восточной части Альпийского подвижного пояса Европы к
складчатым сооружениям относится Предбалкан [6-8], антиклинальные поднятия Тер¬
ского и Сунженского хребтов вблизи подошвы северного склона Большого Кавказа. В
Южной Азии цепь складчатых гор протягивается от Юго-Восточной Анатолии [9]
через Загрос и Макран [10-12] к Киртаро-Сулеймановым горам [13-16]. Эта цепь
оформляет южное крыло Ирано-Малоазиатского орогенического пояса как части
Альпийско-Гималайского подвижного мегапояса [17-19]. У северной его периферии
располагаются складчатые хребты Южно-Таджикской впадины [20, 21]. Судя по кос¬
мическим снимкам [22] и геологическим данным [3], группы складчатых гор распрост¬
ранены на юго-востоке Ассама и западе Бирмы. Вне видимой связи с Альпийско-
Гималайским поясом (но скорее это обманчивое впечатление) стоят складчатые хреб-
ты-форберги у границы Южного Тянь-Шаня и Тарима и в Сычуанской впадине [22]. И,
наконец, на востоке Азии примером складчатых гор служит Западный Сахалин. Пе¬
рейдем же теперь к характеристике складчатых гор отдельных регионов, начав ее с
их тектонотипа и морфотипа.
Юра и Субальпы
Юрские горы составляют крайнюю северо-западную цепь (неотектоническую зону)
Альпийского орогена, хотя в тектоническом отношении эта краевая часть эпигер-
цинской платформы, фундамент которой перекрыт мезозойским чехлом - преимущест¬
венно карбонатными породами юры и триаса [4]. Цепи Юрских гор протягиваются на
расстояние почти 300 км от долины Рейна до Базеля на севере и долины Роны вблизи
Белле на. юге. Они подразделяются на две группы (подзоны): внешнюю подзону Сто¬
ловой Юры и внутреннюю подзону Хребтовой Юры, граничащую с юго-западной
частью Предальпийского передового прогиба, которая, благодаря позд не альпийской
тектонической активизации края эпигерцинской платформы, представляет собой меж¬
горное понижение с относительно приподнятым и расчлененным до низкогорья и хол-
могорья днищем. Эта часть передового прогиба в неотектоническом отношении яв¬
ляется элементом Альпийского орогена. Столовая Юра - это чередование широких
платообразных участков (до 10—15 км и более) и узких цепей низкогорных гряд шири¬
ной в первые километры и протяженностью до 100 км и более. Как в плато, так и в
цепи антиклинальных горных гряд врезаны долины главных рек - Ду, Лу, Алборин и
др. Они представляют собой теснины с субвертикальными известняковыми стенками
высотой сотни метров, опирающимися на крутые обвально-осыпные склоны (рис. 1).
Значительный эрозионный врез в поверхность плато в первую очередь говорит о том,
что общее поднятие Юрских гор имеет нецокольный характер; иными словами, мы мо¬
жем говорить о том, что в глубинном строении Юрской зоны Альпийского орогена нет
элементов, которые обеспечили бы общее воздымание цоколя горной цепи. Цокольная
(базисная) поверхность здесь имеет пологий наклон на запад от поднятого днища
Предальпийского передового прогцба: уровень Невшательского озера - 429 м, Же¬
невского - 379 м, а тальвега р. Ду у устья р. Лу - 192 м.
Во внешней западной подзоне Юры преобладают поднятые участки плато, разде¬
ленные протяженными цепями антиклинальных горных гряд. Последние имеют ши¬
рину обычно 1-2 км и протяженность до 20-25 км и представляют собой линейные
формы. Антиклинальные гряды чаще сменяют друг друга по простиранию, реже
кулисообразно. Обычная высота гряд над поверхностью плато составляет 100-200 м,
т.е. в Столовой Юре преобладают равнинные и холмогорные ландшафты. Прекрас¬
ным примером тому является Ферретская антиклинальная гряда западнее Базеля. Она
имеет протяженность 15 км при ширине не более 2 км и высоте 200-230 м над южной
окраиной Верхнерейнского грабена. Выпуклый северный фронтальный склон гряды
представляет собой комбинацию пологого изгиба и надвига, по которому юрские
отложения надвинуты на неогеновую молассу Верхнерейнского грабена. На склоне
наблюдаются локальные узкие ступени-прилавки, которые на отдельных боковых
4
грабенах могут составлять серии из двух-трех элементов. Эти узкие ступени подобны
пластовым треугольникам и скорее всего формируются благодаря разрыву слоев и
скольжению их друг относительно друга в процессе приповерхностного антиклинально¬
го изгиба.
В целом же антиклинальные гряды Столовой Юры обладают простой морфологией.
В северо-западной фронтальной части Столовой Юры, на границе ее с впадиной Бресс,
отдельные гряды сближаются и группируются в сложные ансамбли - пучки, гирлян¬
ды - шириной 10-15 км. Таким образом, фронтальный северо-западный склон Юры
обретает сложную структуру с дробным делением тектонического рельефа. Этот
склон Юры соответствует лобовой части аллохтона, сорванного по горизонтальной
поверхности срыва (делителю) чехла эпигерцинской платформы и надвинутого на
неоген впадины Бресс. Судя по соотношению рельефа и геологической структуры на
склоне Юры, антиклинальные гряды разделены частными надвигами, поднимающими¬
ся от горизонтального делителя, и преобразованы в такой мере, что представляют
собой шовные блоки-пластины. Такова ситуация у южного окончания Юры вблизи
г. Белле, где лобовая часть аллохтона представляет собой род коровой брекчии (ме-
гакатаклазита) с чередованием чечевицеподобных в плане, узких .шовных гряд, лишь
отдельные из которых представляют собой антиклинальные или моноклинальные
поднятия. Эта картина дополняется здесь наклонным блоком плато Кремье, надвину¬
тым на неоген впадины Бресс.
Тектонический рельеф Хребтовой Юры отвечает ее названию - это чередование
высоких (до 1 км и более) антиклинальных хребтов шириной до 5-7 км и протяжен¬
ностью 30-40 км и соразмерных им впадин. В сторону поднятого днища Предальпийс¬
кого передового лрогиба антиклинальные хребты обрываются крутыми склонами вы¬
сотой до 1200 м. Здесь мы видим большее разнообразие форм тектонического рельефа
по сравнению с антиклинальными грядами Столовой Юры. Например, массив Ко-
ломбье на правобережье Роны вблизи г. Белле имеет следующую морфологию. В
южной части его ширина достигает 6 км и он возвышается на 1200 м над днищем
долины р. Роны. Склоны массива представляют собой моноклинальные гряды, проре¬
занные короткими клюзами. В центральной части массива крутые склоны монокли¬
нальных гряд ограничивают продольное понижение, в котором в свою очередь рас-
5
полагается небольшой, но монолитный выпуклый массив ядра антиклинали. Централь¬
ное понижение частично освоено продольными долинами-комбами; когда же последние
обрамляют центральный массив и смещены относительно оси складки, то это уже
латеральные комбы. Вообще же степень сложности тектонического рельефа горных-
массивов Хребтовой Юры зависит от их относительной высоты. Антиклинальный мас¬
сив Грос-Фуг на левобережье р. Роны восточнее массива Коломбье возвышается над
долиной на 700-800 м, имеет выпуклый профиль и лишь у северной периклинали
прорезан глубоким клюзом. л I
Тектонические условия формирования ансамбля складчатых гор Юры следующие. В
первую очередь - это срыв чехла эпигерцинской платформы по делителю, приуро¬
ченному к горизонту соленосного кейпера. Последний залегает непосредственно выше
поверхности фундамента, так что в горизонтальные перемещения вовлечен весь чехол
платформы [4]. Эта пластина перемещена на северо-запад и величина ее надвига на
неоген впадины Бресс достигает 5 км. При своем перемещении чехол платформы был
смят с образованием комбинации поднимающихся от делителя локальных надвигов и
складчатых изгибов лобовых частей отдельных аллохтонов. Господствующая северо-
западная вергентность складчато-надбитовых ансамблей приповерхностной тектоники
свидетельствует о преобладающем влиянии центральных частей Альпийского орогена
на горизонтальное сжатие и перемещение пластины чехла краевой части эпигерцин¬
ской платформы. При этом необходимо обратить-внимание на три обстоятельства:
1) тектонические напряжения передавались через инверсионно поднятую часть передо¬
вого прогиба, 2) вертикальная мощность горизонтально смещающейся пластины б^ша
весьма невелика, порой лишь 500-600 м [4], и она никак не превышала высоты анти¬
клинальных массивов Хребтовой Юры; 3) ширина сместившейся пластины составляет
50-80 км. Все это свидетельствует о широких возможностях приповерхностной текто¬
ники в условиях Альпийского подвижного пояса.
На юге от Юры, в Субальпах, составленных поднятиями ^Шартреза, Веркора и гор¬
ными массивами Северного Прованса, характер рельефа складчатый гор существенно
меняется. Уже на западном склоне Шартреза у Вуарона (на правобережье Изера)
усиливается степень переработки тектонического рельефа. Если в Юре в большинстве
случаев топографическая поверхность почти совпадает с поверхностью напластова¬
ния, то здесь мы видим глубокие врезы боковых долин. Вторая особенность - это оби¬
лие моноклинальных гребней, что свойственно и другим частям Субальп.
Веркор, расположенный на междуречье Дрома, Изера и Д^ака, представляет собой
центральный элемент внешней цепи западной части Альпийского орогена. Это под¬
нятие антиклинорного типа с абсолютными высотами до 2300 м, длиной до 80 км и ши¬
риной до 50 км имеет в плане форму расширяющегося к югу треугольника. Это
нецокольное поднятие, приуроченное к пологонаклоненному на запад скату базисной
поверхности, высоты которой под подошвой западного фронтального склона Веркора
составляют от 300-500 м в бассейне Драка и до 145-160 м по долине Изера.
Это выпуклый крутой склон высотой до 600 м и более, поверхность которого бук¬
вально '’скользит" по напластованию известково-мергелистой толщи мелового воз¬
раста. В целом, фронтальный западный уступ Веркора имеет лобообразный облик и в
тектоническом отношении представляет собой антиклинально-надвиговую структуру
(рис. 2), надвинутую на миоценовую молассу Ронской^впадины. В тылу склона рас¬
полагается пологая синклиналь с днищем на уровне вершинного пояса общего
поднятия, так что ущелье р. Бурн у Понт-эн-Роянс прорезает ее на глубину не менее
400 м. В подошве фронтального уступа развит холмогорный рельеф или серии невы¬
соких моноклинальных гряд на породах миоценовой молассы.
Обращают на себя внимание две особенности тектонического рельефа фронталь¬
ного уступа Веркора. Во-первых, это наличие моноклинальных гребней и уступов,
увенчивающих вершинный перегиб (рис. 2) или промежуточные гряды. Порой вообще
создается впечатление куэстоподобного строения фронтального склона. Во-вторых,
здесь, как и в Юре, мы видим на антиклинальном склоне узкие ступени-прилавки -
6
Рис. 2. Фронтальный западный антиклинально-надвиговый устуггВеркора юго-восточнее Баланс
отдаленные аналоги пластовых треугольников. На левом борту долины р. Бурн у
Понт-эн-Роянс отчетливо видно, чтр эти ступени формируются на крутом антикли¬
нальном склоне благодаря послойному соскальзыванию тонких слоистых пластин, сти¬
мулированному разрывом их сплошности при эрозионном вскрытии ядра антиклинали.
Противоположный восточный склон Веркора представляет собой уступ высокой
моноклинальной гряды, к гребню которой приурочены максимальные высоты этого
горного сооружения. В подошве ее располагаются цепь моноклинальных гряд меньших
размеров и отдельные антиклинальные массивы. Все это свидетельствует о том, что
моноклинальные рряды выдвинуты на восток в виде слоистых блоков-пластин. Таким
образом, Веркор имеет центробежную вергентность, вполне согласующуюся с общим
антиклинорным обликом поднятия.
Во внутренней части Веркора наблюдается чередование продольных синклиналь¬
ных долин-валей, участков плато или наклонных поверхностей, надстраивающих по¬
логие склоны многочисленных моноклинальных гряд и антиклинальных массивов. Час¬
то моноклинальные гряды сами как бы надстраивают антиклинальные массивы,
возвышаясь крутыми уступами над их гребнями, так что этц антиклинальные под¬
нятия теряют свою четкую морфологическую выраженность. Возможно именно такую
ситуацию - перерождение антиклинального массива в моноклинальный гребень - мы
видим на крутом и высоком склоне Веркора. Наряду с экзогенным фактором, это
явление явно обусловлено надвиганием слоистых блоков-пластин на антиклинали в
условиях сильнейшего горизонтального сжатия. При достижении гребней антиклиналь¬
ных массивов фронтальные части выдвигающихся слоистых пластин начинают интен¬
сивно разрушаться и формируют крутые уступы (рис. 2), создавая характерный для
рельефа юрского типа ландшафт моноклинальных гряд (рис. 3).
Эта последняя особенность рельефа складчатых гор очень наглядно проявляется в
Северном Провансе (рис. 3). Ядра синклиналей здесь выжаты в форме клиновидных
блоков в свободное верхнее полупространство и представляют собой кольцевые или
подковообразные моноклинальные гряды со скальными уступами высотой в сотни мет¬
ров, окружающими центральные понижения и опирающимися на крутые пьедесталы.
Они соседствуют с антиклинальными поднятиями, обладающими более сложным
тектоническим рельефом. В центральной части обычно располагается овальный в
плане, выпуклый крутосклонный массив. Для его склонов типичны серии узких сту¬
пеней-прилавков, аналогов пластовых треугольников. Центральный массив расчленен
обычно слабо. Он опирается на пояс подгорных гласисов, за которыми располагается
внешний пояс моноклинальных гряд, особенно хорошо выраженных на переклиналях
складки. Этот пояс состоит из отдельных коротких моноклинальных гребней, раз-
■ 7
Рис. 3. Моноклинальные гряды, сложенные меловыми отложениями в районе Бурдо, Север¬
ный Прованс
деленных узкими антецедентными долинами-клюзами или проходами-блокоразделами.
Моноклинальные гребни оформились после становления современной долинной сети и
после воздыманий центральных антиклинальных массивов. На внешней периферии
пояса моноклинальных гряд, где наклон слоев меловых отложений уменьшается, часто
наблюдаются структурные гласисы, поверхность которых согласна залеганию
слоистости. Нередко над поверхностью структурных гласисов возвышаются куэсто-
подобные невысокие гребни - своего рода молодые форберги, свидетельствующие о
последовательном разрастании антиклинального поднятия. В других случаях цент¬
ральные массивы Имеют значительно меньшую высоту, нежели моноклинальные
гребни на крыльях антиклиналей, что при общем монотонном составе меловых отло¬
жений (известняки, мергели) может свидетельствовать о более интенсивном возды-
мании слоистых пластин, надвигающихся на ядра антиклиналей. Эта ситуация до¬
вольно обычна для Северного Прованса и, видимо, дополняется тектоническим расч¬
ленением центральных массивов на линзовидные блоки и, в конечнбм счете, фор¬
мированием коровой брекчии. Такую ситуацию мы видим на щге Б аронии, в цепи ан¬
тиклинальных поднятий Л юр-Ванту. '
В Веркоре и Северном Провансе в процесс приповерхностной складчатости вовле¬
чена внешняя часть Альпийского подвижного пояса, сложенная осадками пассивной
континентальной окраины (в традиционной терминологии - миогеосинклинального
комплекса) преимущественно терригенно-карбонатного состава. Приповерхностная
складчатость является как бы вторичной, последовавшей за главной эпохой складча¬
тых деформаций и фазой тектонического покоя и денудационного выравнивания, обес¬
печившего вскрытие ядер складчатых форм. Да и сам процесс приповерхностной
складчатости, видимо, характеризовался прерывистостью - пояса гласисов и куэсто-
подобные форберги на них наглядно свидетельствуют о чередовании интенсивных воз¬
дыманий со стадиями относительного тектонического покоя.
Предбалкан
Другой район распространения складчатых гор в Альпийском подвижном поясе -
это Предбалкан, составляющий своеобразную переходную зону между равнинной
поверхностью правобережья Дуная и поднятием Старой Планины [3]. В работах по
геоморфологии этого района подчеркивается сходство его рельефа с Юрой [6—8].
Здесь довольно обычны горные массивы, осложненные моноклинальными гребнями.
Гряда Еленски Вис, рассеченная узкими антецедентными долинами, является приме¬
ром крутосклонных антиклинальных массивов выпуклого профиля, рост которых, судя
8
Рис. 4. Гора Острец восточнее Априлци в Предбалкане - обращенное (клинообразно выжатое) ядро
меловой антиклинали
по данным повторного нивелирования, продолжается и в настоящее время [23]. Анало¬
гичное морфологическое выражение в форме крутосклонных горных массивов имеют и
сложенные меловыми известняками ядра синклиналей: таковы Стражата севернее
Габрово и Острец восточнее Априлци (рис. 4). То есть здесь, как и в Субальпах, мы
видим одновременный рост антиклиналей и выжимание синклинальных ядер, а также,
возможно и выдвигание слоистых пластин (моноклинальные гребни) под воздействием
горизонтальных напряжений.
Крым и Тамань
Тамань, Тарханкутско-Новоселовский район и Керченский полуостров в Крыму
дают нам примеры складчатого холмогорья с прямым выражением антиклиналей в
форме невысоких гряд [24, 25]. Иногда ядра антиклиналей здесь размыты или отно¬
сительно опущены (возможно из-за влияния процессов грязевого вулканизма) и тогда в
рельефе главную роль играют моноклинальные гряды. Типичным примером ланд¬
шафта складчатого холмогорья Керченского полуостррва является обращенная на юг
крутая и протяженная Парпачская моноклинальная гряда, образующая своеобразный
пограничный барьер [24, 26]. Сопоставление геоморфологических и геологических
материалов по Горному Крыму [26] позволяет высказать предположение, что эти горы
также являются следствием приповерхностной складчатости. Гряда Крымских гор
представляет собой известняковые ядра синклиналей, выжатые вверх в свободное
полупространство в результате горизонтального сжатия пластичных пород тавричес¬
кой серии. Возможно, именно такой способ формирования Крымских гор обусловливает
особенности экзогенного морфогенеза на южном берегу полуострова: обрушения
скальных блоков на крутых уступах как следствие разгрузки тектонических нап¬
ряжений, смещения и оползания глыб по наклонной поверхности пластичных пород,
хаотическое накопление материала на надводном и подводном береговых склонах в
висячем крыле молодого надвига.
Южная Азия
Южная Азия - регион наибольшего распространения складчатых гор, где они сос¬
тавляют южное крыло Ирано-Малоазиатского орогенического пояса [27], входящего в
систему Альпийско-Гималайского молодого подвижного мегапояса [3, 17-19]. К сожа¬
лению, мы располагаем весьма краткими, нередко разобщенными или сопровождаю¬
щими геологические описания [9, 10, 11, 13-19] литературными сведениями о геомор¬
фологии этой группы складчатых гор. Результаты - космических съемок [22] лишь
частично закрывают эту информационную брешь. В систему (субпояс) складчатых гор
9
Рис. 5. Складчатые горы Загроса на северном побережье Ормузского пролива (по космическому снимку)
1 - куполоподобные (цилиндрические) складки; 2 - выступающие на поверхности отпрепарированные слои;
3 - пластовые треугольники; 4 - уступы куэст и моноклинальных гряд; 5-6 — соляные купола:
морфологически молодые (5) и старые (6); 7 - тектонические уступы; # - молодые разломы
Южной Азии входят некоторые горные массивы и хребты юго-востока Турции и
северо-восточной части Месопотамской низменности. Центральные звенья этой си¬
стемы составляют Загрос и Макран; далее на северо-восток следуют Киртар и Сулей¬
мановы горы. Соляной кряж, видимо, также относится к этой системе, хотя и зани¬
мает обособленное положение.
Хорошим примером подобного рода форм является Загрос на северном побережье
Ормузского пролива (рис. 5). Высоты складчатых антиклинальных хребтов здесь дос¬
тигают 2800 м над уровнем моря и до 1600 м непосредственно над северным берегом
Персидского залива. Вся система складчатых гор приурочена к скату цокольной по¬
верхности с перепадом высот до 1500 м [27]. Здесь преобладают преимущественно
линейные формы: складчатые хребты длиной 100 км и более и шириной обычно 14-
15 км. Основу хребтов составляют выпуклые цилиндрические складки, периклинали
которых особенно наглядно выражены и практически совпадают с поверхностями нап¬
ластования. Это придает хребтам морфологически юный облик. Склоны этих хребтов
10
Рис. 6. Антиклинальный горный массив между Деште-Кевир и Деште-Лут в Центральном Иране. По
фото С. Гедина [35]
осложнены пластовыми треугольниками, часто располагающимися сериями на боковых
междуречных гребнях. Эти формы сродни узким ступеням-прилавкам на склонах
антиклинальных массивов Юры и Веркора. Иногда склоны антиклинальных хребтов
осложнены моноклинальными гребнями.
В тектоническом рельефе Загроса преобладают антиклинальные поднятия.
Обращенные синклинальные формы сравнительно редки и обычно представляют собой
овальные невысокие куэстовые гряды с внешними скальными стенками, приуроченные
к центриклиналям. Отдельные моноклинальные гребни также редки и имеют
небольшую высоту. Морфотектоника Загроса имеет две особенности. Во-первых, это
наличие горизонтальных изгибов-ороклинов с субмеридиональной ориентировкой
осевых плоскостей (рис. 5). Они довольно многочисленны и иногда выстраиваются в
линии однообразных плановых изгибов хребтов, нарушенных непротяженными раз¬
ломами. Во-вторых, складчатые формы рельефа здесь ассоциируются с многочислен¬
ными соляными куполами дв^х морфологических видов: 1) старыми, в виде овальных
полей хаотического рельефа на сопочных брекчиях и 2) юными, ограниченными под¬
ковообразными бордюрами скальных стенок и протыкающими антиклинальные хреб¬
ты. Часто соляные купола тяготеют к ороклинальным линиям. На космических сним¬
ках Загроса мы практически не видим продольных разломов, так же как и в Юре и
Субальпах, хотя особенности взаиморасположения форм в этих ансамблях тектоничес¬
кого рельефа указывают на существование крупных разломов. Это противоречие,
видимо, обусловлено тем, что в формировании складчатых гор преобладают послой¬
ные перемещения пластинчатых блоков, наглядным примером которых является над¬
вигание моноклинальных гребней на центральные антиклинальные массивы или вы¬
жимание ядер синклиналей в форме клиновидных блоков. И эти послойные переме¬
щения характерны для формирования всего субпояса складчатых гор Южной Азии.
Этот субпояс сформирован в отложениях пассивной континентальной окраины и
частично во внутреннем крыле Месопотамского передового прогиба. Длительное су¬
ществование пассивной континентальной окраины обеспечило формирование мощного
комплекса отложений - практически непрерывного разреза от венда до неогена с за¬
леганием эвапоритов на нескольких стратиграфических уровнях [10, 19]. Завершаю¬
щая складчатость и горообразование протекают при тектоническом расслоении мио-
геосинклинального комплекса по соленосным толщам, автономном короблении и ску-
чивании верхней тектонической пластины и перемещении ее в свободное верхнее
полупространство при сокращении горизонтальных размеров в условиях поперечного
сжатия. То есть ситуация аналогична таковой при формировании Юрских гор.
Во внутренней части Ирано-Малоазиатского орогенического пояса отдельные ан¬
тиклинальные массивы, видимо, приурочены к краевым частям равнинных межгорий
Деште-Лут и Деште-Кевир и перемычке между ними (рис*. 6).
' 11
Рис. 7. Морфотектоническая схема Восточного Ассама (по космическому снимку)
1 - сводово-глыбовое поднятие; 2 - блоковые поднятия в аллохтоне крупного надвига; 3 - анти¬
клинальные горные массивы; 4 - выступающие на поверхность отпрепарированные слои; 5 - надвиги;
6 - положение зоны ороклинального изгиба
Другой регион распространения складчатых гор в Южной Азии - это восток Ас¬
сама, горы Лушан и ЧингХиле в Западной Бирме. Судя по тектоническому рельефу и
космическим снимкам, антиклинальные горные хребты и массивы образуют тут вы¬
пуклую на запад дугу протяженностью более 500 км, существенное значение имеют
здесь поперечные ороклинальные изгибы (рис. 7). Тектонические условия складчатого
орогенеза близки таковым в Загросе и Макране [3].
Южно-Таджикская впадина
Система складчатых хребтов Южно-Таджикской впадины дает пример складчатого
орогенеза в северном обрамлении азиатской части Альпийско-Гималайского подвиж¬
ного мегапояса. Геотектонические условия приповерхностной складчатости здесь во
многом подобны таковым в Юре: мощная толща, залегающая на палеозойском фун¬
даменте; соленосный горизонт в юрских отложениях и наличие тектонического срыва
по нему; складчатость в верхнем структурном этаже [20, 28]. Наряду со складчатыми
формами, в.тектоническом рельефе участвуют и соляные купола [21]. Геоморфология
и новейшая тектоника Южно-Таджикской впадины описаны, начиная с работ А.Р. Бу-
рачека, довольно подробно [20, 21, 29-31], и, судя по имеющимся описаниям, в при¬
поверхностной складчатости и орогенезе существенную роль здесь играют послойные
смещения пластинчатых блоков.
Ансамбль складчатых гор Южно-Таджикской впадины занимает двойственное по¬
ложение в новейшей тектонической структуре Центральной Азии. С одной стороны,
эта виргирующая в юго-западных румбах система складчатых хребтов обнаруживает
12
связь с Центральноазиатским эпиплатформенным орогеническим поясом, частью
которого является Тянь-Шань, и находится в симметрических соотношениях (попереч¬
ные трансляции) с виргирующими системами хребтов-поднятий северо-западнее Фер¬
ганской впадины и в Джунгарском Алатау [27]. К тому же, складчатый орогенез здесь
претерпела краевая часть эпигерцинской платформы. С другой стороны, гирлянда
складчатых хребтов Южно-Таджикской впадины сужается на северо-восток, как бы
втягиваясь в северную окраину Пакира, и переходит по простиранию в альпийскую
структуру последнего [32]. На востоке мы видим продолжение этой структурной ком¬
бинации в виде складчатых хребтов-форбергов северо-западной окраины Тарима под
фронтальным уступом Южного Тянь-Шаня [22], причем эти форберги осложнены здесь
поперечными сдвигами.
Другой район распространения складчатых гор на северном крыле Альпийско-
Гималайского мегапояса - это Западный Копетдаг, где располагается система вир-
тирующих в юго-западных румбах поднятий, среди которых преобладают обращенные
(выжатые?) синклинали [33].
Складчатые горы и Тибет-Гималаи
Весьма любопытны пространственные отношения Тибет-Гималайского поднятия и
ансамблей складчатых гор на крыльях других орогенических поясов, составляющих
молодой подвижный Альпийско-Гималайский мегапояс. Обратим внимание на сле¬
дующие обстоятельства.
Перед южным фронтальным уступом Гималаев не наблюдается сколько-нибудь
крупных группировок складчатых поднятий. Отдельные антиклинальные массивы, воз¬
можно, имеются в Сива лике. Зато окончания Тибет-Гималайского поднятия как бы
сопровождаются отходящими от них на юг гирляндами складчатых гор: Киртаро-
Сулеймановы горы на западни Ассам-3ападно-Бирманская гирлянда складчатых хреб¬
тов на востоке. Нетрудно заметить их закономерное зеркально подобное положение
по отношению к южному фронтальному уступу Тибет-Гималаев. Можно полагать, что
пограничные надвиги Гималаев и гирлянды складчатых гор образуют единую систему,
связанную с перемещением Индостанского субконтинента на север. Описание этой
структурной комбинации с поперечной по отношению к простиранию мегапояса плос¬
костью симметрии свидетельствует о высокой геодинамической активности этой части
Альпийско-Гималайского подвижного пояса.
Но не менее любопытную ситуацию мы видим в северо-западном и восточном об¬
рамлении Тибет-Гималаев. В первом случае это складчатые поднятия Южно-Тад¬
жикской впадины и северо-западного Тарима; во втором - система складчатых гор Сы-
чуанской впадины. Здесь очевидно родство тектонических'условий и зеркально подоб¬
ное положение этих ансамблей складчатых гор относительно Тибет-Гималайского под¬
нятия.
Это явление - наличие тектонических систем, описываемых поперечной плоскостью
симметрии, видимо, является не случайным в Альпийско-Гималайском подвижном
поясе. На его западе, в Европе, мы видим зеркальное подобие в структурном рисунке
и позиции Ал ьпийско-Аппенинской и Карпато-Б ал канской тектонических дуг, сводов
Пиренеев и Большого Кавказа, Паданского прогиба и Паннонского бассейна, Адриа¬
тики и Эгейского моря, северо-западной части Средиземного моря и Черноморской
впадины.
Восточная Азия
На востоке Азии складчатые горы не имеют широкого распространения. Вероятно,
к ним относятся разобщенные узкие поднятия на западном побережье Камчатки,
располагающиеся на предгорном пологонаклонном пьедестале, сопровождающем
свод Срединного хребта. Возможно, складчатыми массивами на стадии перерождения в
13
Рис. 8. Совмещенные поперечные профили Западно-Сахалинских гор. Вертикальный масштаб
превышает горизонтальный в 10 раз
блоковые формы являются некоторые поднятия в предгорной зоне Приверхоянского
прогиба напротив устья Вилюя. Более или менее связный ансамбль складчатых форм
представляют собой Западно-Сахалинские горы.
Поперечные профили этого горного сооружения, особенно в его северной части
(рис. 8), весьма напоминают таковые Юрских гор: отдельные узкие среднегорные мас¬
сивы на фоне широких участков низкогорья с субгоризонтальным положением вершин¬
ной поверхности. Но в отличие от Юры, в тектоническом морфогенезе Западно-Са¬
халинских гор существенную роль играет выжимание или выдавливание синклиналей и
оформление их в виде кольцеобразных гребней, возвышающихся над вершинным
уровнем низкогорья - такова, например, наблюдаемая ситуацйя западнее г. Южно-Са¬
халинска. Она хорошо показана на составленных Е.И. Меланхолиной геологических
разрезах Западного Сахалина [34]: ядра синклиналей занимают возвышенное положе¬
ние и сопровождаются сериями моноклинальных гребней. Последние являются сви¬
детелями массового проявления послойных перемещений пластинчатых блоков, кото¬
рые обычно сложены компетентными породами (песчаниками), а сместители приуро¬
чены к алеврит-аргиллитовым горизонтам. Это создает видимость избирательной
эрозии, которая, хотя и присутствует, но вряд ли ответственна за перепады высот
тектонического рельефа на многие сотни метров. С другой стороны, большая роль
послойных перемещений в морфогенезе Западно-Сахалинских гор обеспечивает им
некоторые черты структурной аналогии с шовными орогенами уральского тиш [27], но
в равной мере и с ситуацией в Веркоре - это тоже сооружение антиклинорного типа.
Заключение
Отметим еще одну особенность складчатых гор - их сопряженность с текто¬
ническими погружениями. В одних случаях складчатое горообразование проявляется в
пределах предгорных, впадин (Южный Таджикистан), либо распространяется на внут¬
ренние крылья сопредельных передовых прогибов (Загрос, Киртар, Сулеймановы
горы). В других случаях антиклинорные поднятия складчатых гор образуют тектоно-
пары с погружениями (впадина Татарского пролива и Западно-Сахалинские горы), либо
14
влияют на развитие сопредельных впадин. Так, надвиги Юры и Веркора на впадины
Бреес и Ронскую - части Западно-Европейской рифтовой системы [3] г- преобразовали
последние лишь частично' в "полурифты-полурампы" и придали им позицию форланда
Альпийского орогена. Здесь мы сталкиваемся с общими проблемами складчатого оро¬
генеза, которым посвящена следующая статья.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Мартонн Эмм. Физическая география Франции. М., Иностр. лит., 1950. 486 с.
2. Трюмпи Р. Тектоническое развитие Центральных и Западных Альп//Тектоника альпийской области.
М: Мир, 1965. С. 9-121.
3. Хайн В.Е. Региональная геотектоника: Альпийский Средиземноморский пояс. М.: Недра, 19Й4. 344 с.
4. Geologie de la France / Ed. J. Debelmas. Doin editeurs. Paris: 1974. 544 p.
5. Le relief de la France. Coupes et croguis / Ed. Y. Battiau-Queney. Paris - Milan - Barcelone: Masson. 1993.
252 p.
6. Вапцаров Иван, Мишев Кирил. Основни закономерности и развитие - то на морфоструктурите в
България // Проблеми нк географията, 1977. № 1. София. С. 12-25.
7. География на България / Физическа география (природни условия и ресурси) / Отв. ред. Ж. Гълбов. Со-
фия: Изд-во Б АН, 1982. 513 с.
8. Канев Д. Геоморфология на България. София: У ниверситетско Изд-во "Климент Охридски", 1989. 323 с.
9. Кешин И. Тектонические структуры Анатолии (Малая Азия) // Геотектоника. 1966. № 3. С. 61-71.
10. Шшеклин Дж. Тектоника Ирана /7 Геотектоника. 1966. № 1. С. 3-21.
11. Alavi Mehdi. Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretation // Tectonophysics. 1994.
V. 229. № 3-4. P. 211-238. ‘
\2. Farhoudi GJami M. The origin of the Synclinal Uplands in the Zagros Mountain Ranges of Southern Iran // 30th
Int. Geol. Congress. Abstracts. Beijing, China, 1996. V. 3. 208 p.
13. Воскресенский И.А., Кравченко K.H., Соколов Б.А. Тектоника Западного Пакистана // Геотектоника.
1968. №2. С. 51-64.
14. Мовиювич Э.Б., Чистяков А.А. Орогенный этап развития Белуджистанской геосинклинали // Советская
геология. 1968. № 11. С. 47-54.
15. Соколов Б.А., Мовиювич Э.Б. История геологического развития Сулейман-Киртарского горного
складчатого сооружения (Западный Пакистан) // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1968. № 5. С, 75-94.
16. Соколов Б.А. Геологическое строение поднятия Сулейман-Киртара и смежной части Йндостанской
платформы // Вести. МГУ. Сер. 4. Геол. 1967. № 2. С. 24^41.
17. Хайн В.Е. Основные черты структуры Альпийского пояса Евразии в пределах Ближнего и Среднего
Востока (статья первая) // Вести. МГУ. Сер. 4. Геол. 1968. № 6. С. 3-18.
18. Хайн В.Е. Основные черты структуры Альпийского пояса Евразии в пределах Ближнего и Среднего
Востока (статья вторая) // Вести. МГУ. Сер. 4. Геол. 1969. № 1. С. 3-25.
19. Хайн В.Е. Основные черты структуры Альпийского пояса Евразии в пределах Ближнего и Среднего
Востока // Вести. МГУ. Сер. 4. Геол. 1969. № 2. С. 3-20.
20. Геология СССР. Том XXIV. Таджикская СССР. Часть 1. Геологическое описание / Ред. А.П. Мар¬
ковский, Ю. А. Лихачев. М.: Госгеолтехиздат, 1959. 736 с.
21. Чедия О.К., Трофимов А.К. Особенности новейшего развития структурных форм Таджикистана //
Новейший этап геологического развития территории Таджикистана. Душанбе: ТГУ - Управление гео¬
логии и охраны недр при СМ ТаджССР, 1962. С. 215-251.
22. Geomorphology from Space (A global overview of regional landforms) / Edited by Nicholas M. Short, Robert W.
Blaiz, Jr. Washington. NASA, Scientific and Technical Information’Branch, 1986. 717 p.
23. Мишев К. Съотношение между Морфологията на речните тераси и структурите в Еленския Предбал-
кан // Известия на Географския институт Б АН. Т. VIII. 1964. С. 45-59.
24. Благоволин Н С. Геоморфология Керченско-Таманской области. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 192 с.
25. Бурштар М.С., Варущенко С.И., Полканова Л.П. Новейшая тектоника равнинного Крыма // Сов.
геология. 1965. № 3. С. 128-131.
26. Геология СССР. Том VIII. Крым. Часть 1. Геологическое описание / Ред. М.В. Муратов. М,: Недра,
1969.576 с. ,
27. Уфимцев Г.Ф Горные пояса континентов и симметрия рельефа Земли. Новосибирск: Наука, Сиб. отд-
ние, 1991. 169 с.
28. Беккер Я.А. Тектоника Афгано-Таджикской впадины // Геотектоника. 1996. № 1. С. 76-82. ч
29. Бельский В.А. Новейшая тектоника зоны сочленения Северного Памира и Таджикской депрессии.
Душанбе: Даниш, 1978. 254 с.
15
30. Никонов А. А. Дифференцированный анализ четвертичной тектоники Афгано-Таджикской депрессии //
Геотектоника. 1970. № 1. С. 101-107. (
31. Лоскутов В.В. Геоморфология Таджикистана // Новейший этап геологического развития территории
Таджикистана. Душанбе, 1962. С. 189-214.
32. Леонов Ю.Г. Тектоническая эволюция Афгано-Таджикской впадины и Северного Памира // Бюлл.
МОИП. Отд. геол. 1967. Т. 42. Вып. 4. С. 5-22.
33. Горелов С.К., Кулмаммедов М., Курбанов М. Связь рельефа Копетдага с глубинными структурами и
сейсмичностью. М.: Наука, 1979. 108 с.
34. Пущаровский Ю.М. Введение в тектонику Тихоокеанского сегмента Земли. М.: Наука, 1972. 222 с.
35. Hedin Sven. Zu Land nach Indien durch Persien, Seistan, Belutschistan. Band 2. Leipzig: F.A. Brockhaus, 1920.
394 s.
Институт земной кбры СО РАН, Иркутск Поступила в редакцию
12.01.97
FOLD MOUNTAINS OF EURASIA (PAPER 1. MORPHOLOGY AND DISTRIBUTION)
G.F. UFIMTSEV
Sum шагу
Fold mountains are characteristic element of Alpine-Himalayan active belt. They are forming due to disruption of
upper layered plates along detachments, their contortion and tectonic piling. Jura Mountains and Subalps are the
morphotype of such structures; they most often occur in the South Asia, where they constitute the south limb of Iran-
Asia-Minor orogenic belt.
УДК 551.243.3:551.432(-924)
© 1999 г. Г.Ф. УФИМЦЕВ %
СКЛАДЧАТЫЕ ГОРЫ ЕВРАЗИИ
(Статья 2. Структурные и геодинамические черты
складчатого горообразования)1
Введение
Предшествовавшее описание географического распространения и строения склад¬
чатых гор Евразии позволяет дать их обобщающую характеристику и рассмотреть
черты складчатого горообразования как особенного тектонического процесса в при¬
поверхностных частях литосферы. По аналогии с другими механизмами горообразова¬
ния - сводово-глыбовым, или гобийским; остаточно-глыбовым, или байкальским [1];
сводовым, или даурским [2]; к которым следует добавить еще собственно глыбовый
орогенез возрожденных гор и покровно-складчатый (шарьяжный) в молодых подвиж¬
ных поясах, - геоморфологически выраженное складкообразование было бы справед¬
ливо называть юрским горообразованием, но, к сожалению, термин "юрский” в геоло¬
гии и геоморфологии слишком часто употребляется в другом значении. Внося это
предложение мы, тем не менее, будем пользоваться этим термином по возможности
ограниченно.
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (код проекта 96-05-64773).
16
Формы тектонического рельефа складчатых гор
Рассмотрим основные виды форм тектонического рельефа, комбинации которых
составляют структурные группировки (ансамбли) складчатых гор. Три основные фор¬
мы свойственны складчатым горам: 1) антиклинальная гряда, или хребет; 2) синкли¬
нальная долина и 3) моноклинальная гряда. Субгоризонтальные поверхности плато,
столь свойственные, например, Юре, являются скорее фоном для складчатых форм
рельефа, нежели структуроформирующим элементом.
Антиклинальные поднятия обычно имеют форму цилиндрических складок, практи¬
чески "скользящих" по поверхностям напластования. Горные массивы и гряды Юры
являются лучшим примером такого рода форм. Их склоны отличаются малым эрозион¬
ным расчленением и осложняются лишь узкими ступенями в виде пластовых треуголь¬
ников. Синклинальные долины обычно имеют небольшую ширину и общий вогнутый
(корытообразный) профиль. Часто в эти продольные понижения врезаны узкие соб¬
ственно речные долины. Такая ситуация обычна для поднятий типа Веркора. Нередко
по простиранию или на бортах синклинальные долины наращиваются пологонаклон¬
ными поверхностями типа гласисов и педиментов. Эти грани нередко являются по¬
дошвой моноклинальных гряд и в таком случае могут быть структурно предопре¬
деленными формами.
Третий элемент морфотектоники складчатых гор - моноклинальные гряды - часто
может быть преобладающим, как это мы видим в Северном Провансе. Дело в том,
что моноклинальные гряды могут образовывать как простые гребни, так и сложные
комбинации с другими элементами, создавая в обоих случаях так называемые "состав¬
ные формы" тектонического рельефа, которые при региональном анализе обычно при¬
нимаются за неделимые образования ввиду того, что их размеры лишь в малой сте¬
пени отличаются от простых форм [2].
Составные формы тектонического рельефа представлены двумя видами и характе¬
ризуются чертами обращенного рельефа. В первую очередь это синклинальные
возвышенности, представляющие собой овальные комбинации моноклинальных гряд с
внешними скальными стенками, опирающимися на крутые пьедесталы. Внутренние
склоны моноклинальных гряд менее круты, но и здесь уклоны их могут достигать 30-
40° и даже более, поскольку углы падения слоев в ядрах синклиналей, как правило,
значительны. Эти внутренние склоны ограничивают центральное понижение, занятое
обычно либо продольной речной долиной, либо холмогорьем, прорезанным узкими
долинами. Нередко в днище такого понижения располагается небольшая центральная
возвышенность. Внешний пояс моноклинальных гряд обычно прорезается короткими
клюзами, по которым речной сток выводится из центрального понижения. Высота
обращенных синклинальных массивов достигает многих сотен метров и при одно¬
родности состава слагающих их пород не может быть обеспечена действием только
экзогенных процессов. Эти синклинальные возвышенности, создающие вместе с
антиклинальными поднятиями характерный рельеф складчатых гор, представляют
собой в первую очередь результат выдавливания синклинальных ядер в свободное
верхнее полупространство в форме клиновидных блоков под воздействием гори¬
зонтального сжатия.
Сложные антиклинальные постройки представляют собой комбинацию следую¬
щих форм: 1) центрального слаборасчлененного горного массива ядра антиклинали,
2) внешнего пояса моноклинальных гребней и 3) внутригорного понижения между
ними, составленного латеральными комбами, гласисами и педиментами. Центральный
массив далеко не всегда является наиболее высокой частью горного сооружения.
Весьма часто внешние моноклинальные гребни более высокие, и центральный массив
как бы "утоплен” между ними. Гребни эти обычно прорезаны сквозными поперечными
ущельями-клюзами антецедентного характера, что указывает на возникновение греб¬
ней уже после формирования долинной сети. Можно полагать, что формирование
сложных антиклинальных поднятий является многостадийным процессом: сначала по¬
являются их центральные массивы, а уже в последующем происходят более активные
*\1
Рис. /. Гласис на правобережье р. Лез во внутригорном понижении антиклинального поднятия Ланс,
разделяющем центральный массив и внешний пояс моноклинальных гряд
воздымания во внешнем поясе моноклинальных гряд. Наличие пояса внутригоршцх
педиментов и гласисов также говорит в пользу этого предположения (рис. 1). Кроме
того, на пологонаклонных структурных поверхностях внешнего обрамления сложных
антиклинальных поднятий располагаются форберги в виде невысоких моноклинальных
гряд, формирующих следующий ряд внешнего пояса возвышенности.
Что касается антиклинальных долин-комбов, то они распространены не столь ши¬
роко. Чаще всего мы наблюдаем так называемые "латеральные комбы", смещенные
относительно замка складки и приуроченные к внутригорному понижению между
центральным массивом и внешним поясом моноклинальных гряд.
В лобовых частях аллохтонов, при входе (подъеме) зон субгоризонтальных делите¬
лей на поверхность, моноклинальные гребни и антиклинальные массивы йасто пере¬
работаны в узкие, в плане линзовиднйге блоки, составляющие грядово-ступенчатый
тектонический рельеф на краях группировок складчатых гор.
Малыми формами в тектоническом рельефе юрского типа являются слоевые
ступени (преимущественно в условиях гумидного климата) и пластовые треугольники в
аридных условиях. Они осложняют выпуклые плоскости антиклинальных изгибов и,
судя по натурным наблюдениям, представляют собой результат скольжения слоистых
пластин друг относительно друга в условиях приповерхностных складчатых деформа¬
ций и при предварительном денудационном вскрытии замковых частей складок. При
изгибах верхние пластины как бы соскальзывают к подошвам антиклинальных под¬
нятий, и в этом отношении они являются структурными антиподами моноклинальных
пластинчатых блоков, надвигающихся на центральные антиклинальные массивы в
условиях горизонтального сжатия.
Кроме того, следует учитывать, что соскальзывание слоевых пластин с формирова¬
нием узких ступеней может стимулироваться подрезкой нижних частей склонов
антиклинальных массивов при формировании гласисов, педиментов и латеральных
комбов!
Ансамбли складчатых гор ^
Северо-западное внешнее крыло Альпийского орогена дает нам примеры разно¬
образия пространственных группировок и морфологии тектонического рельефа склад¬
чатых гор. Можно говорить о трех их основных типах. Первый из них - "юрский"
18
(опять юрский!). Это поднятие в форме плато на фоне пологого ската базисной (цо¬
кольной) поверхности, несущее на себе линейные системы антиклинальных складок,
сменяющихся на фронтальном уступе в лобовой части аллохтона грядово-ступенчатым
тектоническим рельефом коровой брекчии (мегакатаклазита). Степень осложнения
антиклинальных'массивов во внутренней части поднятия невелика й преимущественно
обусловлена формированием неглубоких комбов.
Второй, "веркорский", тип складчатого рельефа - это сложное поднятие антикли-
норноготипа с центробежной вергентностью на фоне пологого ската цокольной поверх¬
ности. Антиклинальные и моноклинальные гряды и синклинальные долины занимают в
равной мере высокое гипсометрическое положение и прорезаются ущельями крупных
поперечных долин. Фронтальные уступы таких поднятий обычно имеют антиклиналь-
но-надвиговую природу и потому представляют собой лобообразные выпуклые склоны.
В морфологии тектонического рельефа данного типа велико значение моноклинальных
гряд, формируемых послойно смещающимися пластинчатыми блоками.
Третий тип складчатых гор можно назвать "прованским". Общие воздымания на фо¬
не наклонной цокольной поверхности имеют здесь ступенчатый характер. В Северном
Провансе мы можем видеть три последовательно понижающиеся на юг большие
тектонические ступени рельефа: 1) верхняя ступень Диуа и Б аронии со сложной
группировкой складчатых гор; 2) средняя ступень - плато Воклюз, поверхность кото¬
рого в малой степени осложнена невысокими моноклинальными гребнями по попе¬
речным линеаментам; 3) нижняя ступень с линейной системой антиклинальных подня¬
тий Люберона. Вблизи границ ступеней появляются участки грядового "тектони-
зированного" рельефа, свидетельствующие о поднятии к поверхности сместите л ей,
оперяющих горизонтальный делитель.
В прованском типе складчатых гор в структуре тектонического рельефа велико
значение моноклинальных гряд, как самостоятельных, так и создающих замкнутые
овальные возвышенности обращенных синклиналей или внешние гряды сложных
антиклинальных поднятий. Другой особенностью является отсутствие молодых врезов
в поверхность понижений тектонического рельефа.
Уровни организации складчатых гор
Можно говорить о четырех уровнях организации рельефа складчатых гор. Пер¬
вый - это отдельные хребты или горные массивы, располагающиеся изолированно
среди чуждых им форм. Такого рода складчатые поднятия обычно встречаются в
краевых частях межгорных понижений внутри орогенических поясов, в крупных
впадинах или перемычках между ними. Именно такие изолированные формы чаще
всего наблюдаются в понижениях тектонического рельефа возрожденных орогенов.
Второй уровень организации составляют небольшие группы поднятий складчатых
гор - как антиклинальных гряд и хребтов, так и обращенных синклиналей, распо¬
лагающихся обычно на границах крупных форм тектонического рельефа, чаще всего
орогенов и равнинно-платформенных областей. Они имеют значение переходных, или
пограничных образований, и являются ансамблями тектонических форм уровня подзон.
Они, как правило, не имеют самостоятельного значения и составляют именно переход¬
ные полосы между крупными формами тектонического рельефа - Предбалкан явля¬
ется примером такого рода образований (рис. 2). Мы не видим в его тектоническом
рельефе резкой границы как с глыбовым поднятием Старой Планины, так и с при¬
поднятым южным крылом Мезийской плиты. Другие примеры таких групп складчатых
гор мы видим на границе Тарима и Южного Тянь-Шаня, на востоке Сычуанской впа¬
дины, в Предкавказье. По-видимому, подзоны - это предельный уровень ансамблей
складчатых гор для возрожденных орогенов.' »
Третий уровень организации рельефа складчатых форм представляет собой нео-
тектонические зоны - целостные ансамбли форм тектонического рельефа, зани¬
мающие определенное положение в структуре орогенических поясов и обособленные
19
Рис. 2. Тектонический рельеф Балкана между Плевеном и Казанлыком. Изолинии оцифрованы в сотнях
метров. Цифрами в кружках обозначены возвышенные равнины Мезийской плиты (1), Предбалкан (2),
поднятие Старой ГГланины (3), Среднегорская зона (4) и Фракийская впадина (5), буквами - антиклиналь
Еленски Вис (А), обращенные синклинали г. Острец (Б) и Стражата (В)
морфологически от других составных частей последних. Именно такие ансамбли склад¬
чатых гор мы видим в структуре внешних цепей альпийских подвижных поясов (Юра,
Загрос, Сулеймановы горы) либо в геодинамически связанной с ними их периферии
(Южно-Таджикская впадина).
Четвертый уровень - это внешние цепи (фланги) складчатых гор альпийских под¬
вижных поясов. Пример его мы видим в Южной Азии, где складчатые горы со¬
ставляют южное крыло Ирано-Малоазиатского орогенического пояса [3] и протяги¬
ваются непрерывно от Восточного Тавра до Пенджаба. Именно здесь мы наблюдаем
наибольшее разнообразие тектонических позиций складчатых гор, их морфологических
особенностей и дополнительных элементов, таких, например, как поперечные орокли-
йальные изгибы или входящие углы предгорий - своего рода малые синтаксисы, напри¬
мер, между Киртаром и Сулеймановыми горами [4, 5]. Такой уровень организации
тектонического рельефа отвечает субпоясам и, как и подзоны, является’дополни¬
тельным [3]. Таким образом, в организации складчатых гор мы видим чередование
двух основных (простые формы и зоны) и двух дополнительных (подзоны и субпояса)
уровней.
Геологическая структура складчатых гор
Наиболее благоприятны для формирования складчатых гор краевые части альпий¬
ских подвижных поясов, сложенные мощными комплексами осадков пассивных конти¬
нентальных окраин (миогеосинклиналей), обычно с преобладанием терригенно-карбо-
натных пород. Вертикальная мощность этих образований, видимо, влияет на характер
приповерхностной складчатости. Например, Веркор и Северный Прованс сложены
20
однотипными образованиями, но в последнем мощность осадков в конседиментацион-
ном Воконтском прогибе (грабене) резко увеличивается [6] и стиль молодой приповерх¬
ностной тектоники меняется. Внутренние части передовых прогибов, частично нало¬
женные на миогеосинклинальные комплексы, и предгорные (Южно-Таджикская) и меж¬
горные впадины также благоприятны для горообразования при инверсии тектониче¬
ских движений.
Следующий фактор - это тектоническое расслоение осадочного слоя с наличием
субгоризонтальных межформационных и внутриформационных делителей, обеспечи¬
вающих скольжение верхних слоистых пластин и их коробление и скучивание в
условиях продольного горизонтального сжатия. Наличие эвапоритовых горизонтов,
. глинистых (аргиллитовых) пачек или "зараженность" отдельных частей разреза углево¬
дородами являются благоприятными факторами для образования делителей и после¬
дующих масштабных перемещений слоистых пластин. В случае формирования Юрских
гор, например, срыв в основании чехла краевой части эпигерцинской платформы и его
горизонтальное смещение произошли, видимо, именно благодаря наличию соленосного
горизонта.
Экзогенные факторы орогенеза юрского типа
Первый из этих факторов скорее имеет общий характер - это наличие свободного
(заполненного воздухом) верхнего, а в условиях эрозионного расчленения - и боково¬
го полупространства, в которое могут перемещаться объемы горизонтально сжи¬
мающихся верхних слоистых тектонических пластин. Это действительно общий
структуроопределяющий фактор тектогенеза приповерхностных частей литосферы [2,
3]> учет которого весьма важен для понимания явлений молодой (новейшей) геодина¬
мики.
Главный экзогенный фактор приповерхностного складкообразования был подмечен
именно при изучении Юры и Субальп, и он может быть сформулирован как эволюция
тектоники в зависимости от эрозии замков антиклиналей [7], или влияние размыва
складок на последующие смещения пластов [8]. Складчатый орогенез в верхних текто¬
нических пластинах обычно следует за завершающей складчатостью <в альпийских
подвижных поясах, и между этими событиями существует временной разрыв - этап
относительного тектонического покоя, денудационного среза и выравнивания. В
результате целостность складчатых ансамблей нарушается и яд|*а складок выходят на
земную поверхность. При последующем орогенезе это оказывается тем обстоятель¬
ством, которое и обеспечивает перемещение объемов сокращающейся верхней
тектонической пластины в свободное полупространство.
Сам новейший орогенез также характеризовался дискретностью временной струк¬
туры: фазы тектонических деформаций чередовались с интервалами выработки ло¬
кальных поверхностей выравнивания - поясов внутригорных гласисов, оформляющих,
например, днища понижений между центральными массивами антиклиналей и внешни¬
ми цепями моноклинальных гряд (рис. 1).
И, наконец, следует упомянуть, что условия аридного и семиаридного климата
весьма благоприятны и для сохранения, и для своеобразного подчеркивания (препари¬
рования) морфологических особенностей складчатых гор - достаточно сравнить морфо¬
логические ландшафты Юры и Северного Прованса, чтобы убедиться в этом.
Складчатое горообразование
Определяющий процесс в орогенезе юрского типа - это перемещения по делителям
верхних горизонтальных слоистых пластин, геоморфологически выраженное складко¬
образование в них и разломное скучивание, особенно напряженное и ярко выраженное
в лобовых частях аллохтонов. В большинстве случаев складчатый орогенез проявля¬
ется в новейшую тектоническую стадию и следует за главной фазой тектонических
деформаций в альпийских подвижных поясах. Ему предшествует эпоха планации и
- 21
Рис. 3. Последовательность событий в складчатом горообразовании в условиях продольного горизонтального
сжатия
1 - направление сжатия, 2 - направление перемещений скальных массивов, 3 - направление скольжения
слоистых пластин
Рис. 4. Возможное соотношение приповерхностной складчато-моноклинально-надвиговой тектоники и
глубинных процессов
1-3 - см. рис. 3,4 - фундамент, 5 - клинья аллохтона, 6 - основные сместители
денудационного вскрытия ядер складок, что и определяет многие черты горообразо¬
вания юрского типа. В Юре в приповерхностную складчатость был вовлечен чехол
эпигерцинской платформы с субгоризонтальным залеганием слоев. Вследствие чего в
этом регионе преобладают антиклинальные гряды и хребты простой формы, в малой
степени осложненные комбами и сопутствующими им клюзами.
В большинстве других регионов новейшего, складчатого горообразования горизон¬
тальное сжатие верхних слоистых пластин представляет собой комбинацию следую¬
щих процессов: \) рост антиклинальных складок; 2) выжимание ядер синклиналей в
виде клиновидных блоков; 3) послойное перемещение пластинчатых блоков с формиро¬
ванием моноклинальных гряд и надвиганием их на центральные части антиклиналей.
Рисунок 3 иллюстрирует основные элементы этой модели орогенеза юрского типа в
части, касающейся процессов геоморфологически выраженного складкообразования.
Здесь все направлено на выдвижение объемов сокращающейся верхней тектонической
пластины в свободное полупространство. Относительные опускания свойственны лишь
узким слоевым блокам на крыльях антиклинальных изгибов, что может стимулиро¬
ваться также денудационной подрезкой оснований последних. Значительное преобла¬
дание послойных перемещений в какой-то мере маскирует разломную тектонику, и
лобовые части аллохтонов не являются здесь исключением.
Из изложенного выше следует, что термины "складчатый орогенез" или "горообра- /
зование юрского типа" обозначают сложное и многогранное явление, в котором пред¬
ставление о геоморфологически выраженном складкообразовании - лишь один из
элементов. В действительности же можно и нужно говорить о складчато-моноклиналь-
ношадвиговом процессе в приповерхностной части земной коры. По своей сути он
является одной из разновидностей приповерхностной тектоники, свойственной моло¬
дым подвижным поясам континентов, в особенности Альпийско-Гимйлайскому [9].
22
Глубинная геодинамика и орогенез юрского типа
Значительное тектоническое скучивание и сокращение горизонтальных размеров
верхних тектонических пластин заставляет предполагать проявление аналогичного!
процесса и в бол ее. глубоких частях литосферы. Однако наличие в пределах ансамблей
складчатых гор пологих скатов цокольной поверхности говорит об обратном. Внецо-
кольный характер молодых воздыманий свидетельствует об отсутствии антиклинор-
ных изгибов в подошве делителей или каких-либо зон разуплотнения в земной коре или
литосфере. То есть орогенез юрского типа не имеет собственных глубинных корней.
Кроме того, наклонное залегание цокольной поверхности и в общем преобладающая и
согласованная с ним вергентность в ансамблях складчатых гор свидетельствуют об
одностороннем приложении тектонического напряжения и передаче его из внутренних
областей альпийских орогенов. f
Таким образом, наша гипотеза заключается в следующем. Тектоническое скучива¬
ние и горообразование, сокращение размеров верхней тектонической пластины сопро¬
вождается односторонним клиновидным вдвиганием на глубине пластинчатых блоков
фундамента, что обеспечивает общее, но внецокольное воздымание районов складча¬
тых гор (рис. 4). В пользу такого предположения свидетельствует тектоническое рас¬
слоение земной коры в их пределах, например, в Южно-Таджикской впадине [10].
Другая проблема связана с объяснением поперечных ороклинальных изгибов, сопут¬
ствующих орогенезу юрского типа. Поскольку часто горизонтальные изгибы складча¬
тых поднятий группируются в протяженные линии, естественно возникает вопрос: не
являются ли они отражением скрытых разломов фундамента, "просвечивающих” через
верхнюю тектоническую пластину? Или орбклинали целиком связаны только с
тектоническими деформациями верхней пластины? В настоящее время однозначно
ответить на эти вопросы невозможно.
Судьбы складчатых гор
В геологической структуре и новейшей тектонике Евразии Мы можем ясно увидеть
два варианта развития регионов проявления геоморфологически выраженного складко¬
образования. Первый вариант развития свойствен чехлам краевых частей платформ.
После активного горообразования юрского типа наступает длительный этап общих
недифференцированных тектонических движений. Приповерхностные складки нивели¬
руются и практически не возобновляются более. Примером могут служить палеозой¬
ские линейные складки Иркутского амфитеатра Сибирской платформы, сформирован:
ные благодаря перемещениям чехла по делителю в эвапоритовой формации [11]. В
последующем они испытывали в лучшем случае незначительное омоложение.
В других тектонических условиях регионы складчатости юрского типа могут быть
вовлечены в повторный орогенез. В таком случае происходит перерождение склад¬
чатых ансамблей верхних тектонических пластин в глыбовые формы й преобразование
их в шовные глыбовые поднятия. Таков, например, Сетте-Дабан у восточного края
Сибирской платформы, черты подобной геодинамической обстановки, видимо, присут¬
ствуют и в возрожденных глыбовых шовных орогенах между молодыми и древними
платформами - это западный склон Урала и Аппалачи. В какой-то мере Западно-
Сахалинские горы представляют собой переходную форму между складчатыми и
шовными глыбовыми горами.
Заключение
Евразия представляет собой материк с наибольшим распространением складчатых
гор различных типов/ преимущественно развитых на флангах Альпийско-Гималайского
молодого подвижного мегапояса. Складчатая морфотектоника здесь является одной из
разновидностей покровного строения альпийских орогенов, определяемого тектони¬
ческим скучиванием литосферных пластин в условиях горизонтального сжатия.
23
Где же еще распространены складчатые горы? Это в первую очередь Атлас и
участки передового прогиба перед альпидами Северной Африки [9, 12]. Возможно,
складчатые горы могут быть распространены в Колумбийско-Венесуэльском секторе
Южно-Американских Анд и в их ближайшем окружении.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Флоренсов Н.А. К проблеме механизма горообразования во Внутренней Азии // Геотектоника. 1965.
№4. С. 3-14.
2. Уфимцев Г.Ф. Тектонический анализ рельефа (на примере Востока СССР). Новосибирск: Наука. Сиб.
отд-ние, 1984. 183 с.
3. Уфимцев Г.Ф. Горные пояса континентов и симметрия рельефа Земли. Новосибирск: Наука. Сиб.
отд-ние, 1991. 169 с.
4. Мовшович Э.Б., Чистяков А.А. Орогенный этап развития Белуджистанской геосинклинали //
Сов. геология. 1968. № 11. С. 47-54.
5. Соколов Б.А. Геологическое строение поднятия Сулейман-Киртара и смежной части Индостанской
платформы // Вести. МГУ. Сер. 4. Геология. 1967. № 2. С. 24-41. v
6. Geologie de la France / Ed. J. Debelmas. Doin editeurs. P.: 1974. 544 p.
7. Обу эн Ж. Геосинклинали. Проблемы происхождения и развития. М.: Мир, 1967. 303 с.
8. Гогель Ж. Основы тектоники. М.: Мир, 1969. 440 с.
9. Хайн В.Е, Региональная геотектоника. Альпийский Средиземноморский пояс. М.: Недра, 1984. 344 с.
10. Беккер Я.А. Тектоника Афгано-Таджикской впадины // Геотектоника. 1996. № 1. С. 76-82.
11. Замараев СМ. Краевые уступы южной части Сибирской платформы. М.: Наука, 1967. 248 с.
12. Пущаровский Ю.М. Краевые прогибы, их тектоническое строение и развитие. М.: Изд-во АН СССР,
1959.155 с.
Институт земной коры СО РАН, Иркутск Поступила в редакцию
12.01.97
FOLD MOUNTAINS OF EURASIA (PAPER 2. STRUCTURAL AND GEODYNAMIC
FEATURES OF FOLD MOUNTAIN MAKING)
G.F. UFIMTSEV
Summary
Tectonic relief of fold mountains is characterized as well as their structural ensembles, organization levels, geologic
structure. Exogenous factors of fold mountain making are discussed, its general model is suggested and some
considerations are proposed concerning possible combination of near-surface folding and deep tectonism. The
consequent reformations of mountains and folds of Jura type are shown.
24
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
No i
январь-март
1999
ГЕОМОРФОЛОГИЯ И НАРОДНОЕ ХОЗЯЙСТВО
УДК 551.435.11
© 1999 г. В.И. АНТРОПОВСКИЙ
МОРФОЛОГИЯ РУСЛА НИМАНА (БАССЕЙН Р. БУРЕЙ)
И ПРОГНОЗНАЯ ОЦЕНКА ЕГО ОБЩИХ ДЕФОРМАЦИЙ В НИЖНЕМ
БЬЕФЕ ПРОЕКТИРУЕМОЙ УРГАЛЬСКОЙ ГЭС 1
Водный режим Нимана, как и других рек с дальневосточным типом гидрологичес¬
кого режима, характеризуется частыми, мощными и длительными паводками, за¬
трудняющими комплексное использование годных ресурсов и приносящими значитель¬
ный ущерб народному хозяйству. Характер русловых деформаций рассматриваемой
реки практически не изучен. И уже вовсе неясно, как будут развиваться русловые
деформации в условиях эксплуатации Нижнениманской ГЭС и разработки карьеров на
устьецом участке Нимана с целью добычи аллювиальных грунтов для строительных
целей.
Краткие сведения о водном режиме, стоке воды и наносов
Рассмотрение этих руслообразующих факторов необходимо как для анализа, русло-*
вых переформирований в бытовых условиях, так и для прогнозирования русловых
деформаций в проектных условиях. Интерес, прежде всего, представляют максималь¬
ные (особенно руслоформирующие) расходы воды, сведения о стоке наносов и харак¬
тере подстилающих грунтов.
Для Нимана и Бурей характерен паводочный режим в теплую часть года (с мая по
сентябрь) и низкая устойчивая межень в зимний период, что предопределяет значи¬
тельную неравномерность распределения стока в году.
Весенний подъем уровня начинается в начале апреля при ледоставе [1]. Вскрытие в
20-30% случаев сопровождается заторами. Ледоход проходит в конце апреля - первой
половине мая, как правило, на подъеме или пике весеннего половодья. Во время ледо¬
хода и после его прохождения *на берегах рек образуются навалы льда. Заторные
уровни не являются наивысшими годовыми. Нередко на спад весеннего половодья
накладываются дождевые паводки. Число весенне-летне-осенних дождевых паводков
в разные годы колеблется от 4-5 до 10-12. Наиболее значительные паводки проходят
чаще в июле и августе, реже в мае-июне и сентябре и, как правило, превышают
весеннее половодье. Именно при их прохождении наблюдаются наивысшие в году
уровни воды. Время прохождения пиков дождевых паводков в указанных створах на
рр. Нимане и Бурее в большинстве случаев совпадает. Паводочный период Обычно
длится около 150 дней, в отдельные годы 130-175 дней. Паводки имеют сложную
форму и образуются путем наложения друг на друга нескольких паводочных волн.
Между паводками наблюдаются кратковременные периоды низкого стока продолжи-
25
тельностью преимущественно от одного-пяти дней до нескольких недель в редкие
маловодные годы. /
Муссонные ливни иногда охватывают обширные площади и вызывают катастро¬
фические паводки и наводнения. Большие паводки, обусловливающие сильные на¬
воднения на р. Бурее, за период с 1911.no 1988 гг. имели место в 1915, 1917, 1946,
1953, 1961, 1972, 1975, 1984 гг. На р. Ниман наивысшие уровни воды за последние
40 лет наблюдались в 1953, 1972, 1976 гг.
Спад уровней начинается в октябре, в отдельные годы в конце сентября и про¬
должается до начала ледообразования (середина октября). Ледостав наступает в конце
октября - начале ноября. Зимняя межень низкая, устойчивая, длится с ноября по
апрель. Река Бурея в верхнем течении и р. Ниман по наблюдениям в створе 12 км
ниже устья р. Акишмы перемерзают, и сток по ним полностью прекращается.
Средний годовой расход взвешенных наносов, по результатам измерений на
р. Ниман в створе, расположенном в 0,2 км выше устья р. Алонка (27,3 км от устья),
равен 11,5 кг/с, чему соответствуют средняя многолетняя мутность 54 г/м3 и годовой
объем наносов 184 тыс.м3.
Сток донных (влекомых) наносов, на основании расчетов по формулам И.Н* Леви и
К.И. Российского, принят равным 20% от стока взвешенных наносов и составляет
2,0 кг/с. Годовой объем донных наносов соответственно равен 32 тыс.м3. Средняя
крупность донных отложений на участке гидроствора принята равной 230 мм. Более
мелкие фракции грунтов, слагающих русло, представлены гравием, галькой и крупным
песком. <
Морфология и русловые процессы на устьевом участке Нимана
Ниман в нижнем течении пересекает границу двух геоморфологических районов -
Туранского хребта и Верхнебуреинской котловины - и характеризуется, по термино¬
логии Р.С. Чалова [2, 3], сменой условий ограниченного развития деформаций во вре¬
занном русле условиями свободного развития широкопойменного русла. Сверху вниз по
течению долина реки расширяется, уменьшается крупность аллювия (от галечно¬
валунного до песчаного), меняются характер и интенсивность русловых деформа¬
ций.
Долина реки асимметричная, V-образной формы [4]. Правый склон долины крутой,
со скальными выходами, левый - пологий, сложен валунно-галечным аллювием с при¬
месью песка. Ширина долины по дну 200-225 м, а на высоте 100 м над урезом
воды-около 600-800 м. Мощность делювиальных суглинков и дресвяно-щебнистых
отложений, покрывающих склоны, изменяется в основном от 1 до 3 м и достигает
местами 8 м. Встречаются скопления щебнисто-глыбового материала (курумов)
мощностью до 3-5 м. На левом склоне долины имеется в виде локальных пятен веч¬
ная мерзлота [5]. Правый склон долины находится целиком в мерзлом состоянии.
В русловой части наблюдается сквозной талик. Многолетняя мерзлота мощностью от
20 до 80 м занимает 24-50% общей площади. Мощность сезонного оттаивания изме¬
няется от 0,5 до 5 м.
Местами прослеживается высокая пойма и надпойменная терраса высотой от 7 до
12 м при максимальной ширине до 75 м. На левом берегу терраса протягивается на
1,2 выше устья руч. Половинка. На правом берегу она начинается напротив устья
указанного ручья и прослеживается вниз по течению на 0,6 км. В пределах ее наблю¬
даются мелкие пылеватые пески мощностью до 5 м, лежащие на галечниках с песча¬
ным заполнителем до 20%. В местах развития высокой поймы и надпойменной террасы
между хорошо выраженным в рельефе уступом и урезом воды в межень обнажается
валунно-галечниковый бечевник шириной до 50-70 м.
На правом берегу в верхней части участка местами отмечаются выходы скальных
пород. Почти непрерывное обнажение их имеется в центральной части (27-28 км).
По левому берегу (в верхней по течению части участка) опять же местами встреча¬
ются скальные обнажения высотой от 1,5 до 3 м, местами до 5 м.
26
Обеспеченные значения глубин по фарватеру (м) на участке р. Нимана (от 27,3 км до устья) при меженном
(срезочном) уровне воды и при уровне, соответствующем среднему максимальному расходу воды за
многолетний период <
Уровень воды
Обеспеченность, Р %
5
10
25
30
40
50
60
70
80
90
95
Меженный
(срезочный)
4,40
4714
3,65
3,55
3,33
3,13
2,95
2,75
2,50
2,15
1,85
Максимальный
(в средний по
водности год)
9,10
8,60
8,00
7,85
7,63
7,40
7,25
7,00
6,75
6,40
6,15
Русло Нимана в верхней части рассматриваемого участка немеандрирующее [6],
слабоизвилистое. В средней его части имеется левосторонняя, с признаками врезанно-
сти, излучина, на выпуклом берегу которой и ниже по течению расположены карьеры
по добыче гравийно-галечного материала. Русло, за исключением самой нижней части
участка, преимущественно валунно-галечное, устойчивое. Галька обычно хорошей и
средней окатанности. Заполнитель в количестве от 15 до 20%- мелкий глинистый
песок. Мощность русловых отложений 2-5 м. В нижней же части рассматриваемого
участка тип русловых процессов определен [7] как русловая многорукавность на фоне
вынужденного меандрирования. Берега реки в основном поросли густым смешанным
лесом с подлеском из кустарника. Уклон водной поверхности изменяется от 0,3 до 1% и
даже более. Ширина русла Нимана на участке преимущественно находится в пределах
от 80 до 200 м. Глубины по фарватеру различной обеспеченности на рассматриваемом
участке реки при срезочном уровне воды (Р = 95%) и при уровне, соответствующем
среднему максимальному расходу воды за многолетний период, приведены в таблице.
Для определения глубин использованы продольные профили реки, составленные
Ленгидропроектом по картам масштаба 1 : 25 000 и откорректированные на основании
однодневной связки, выполненной экспедицией Ленгидропроекта в мае - июле 1988 г.
Между порогом Каменистым и устьем р. Алонки на Нимане имеются два протяжен¬
ных переката, один из которых расположен на 27,6-28,0 км выше устья, т.е. непо¬
средственно выше проектируемых сооружений. Глубины в створе сооружений при низ¬
ких уровнях воды 1,5-2 м. Течение направлено параллельно берегам с наибольшими
скоростями до 3,0-3,5 м/с у правого берега при низких и средних уровнях воды.
Основные черты современного облика и динамики русла в верхней и средней частях
участка складывались на фоне тектонически обусловленной тенденции к направлен¬
ному врезанию, на которые накладывается цикличность, связанная с колебаниями вод¬
ности. Врезание приводит к ограничению плановых деформаций русла коренными
склонами долины и уступами террас. Врезанные русла характеризуются малыми тем¬
пами деформаций, которыми на практике часто вообще пренебрегают. Врезанные
излучины обычно в 2 раза крупнее свободных. Считается, что литология коренных
пород на размеры врезанных излучин влияния не оказывает. Во врезанных руслах
регулярно чередуются плесовые лощины и перекаты. Перекаты во врезанном русле
часто представляют собой выступы коренного ложа, перекрытые маломощным слоем
наносов. Галечно-валунные перекаты характеризуются стабильным положением.
Транспорт галечно-валунных наносов происходит только во время высоких паводков,
когда скорости течения превышают неразмывающие для отмостки [2, 3].
Имеющиеся представления о механизме русловых переформирований в таких слу¬
чаях сводятся к следующему [2, 3]. На подъеме половодья, когда затапливаются еще
промерзшие отмели, поток взвешивает наиболее мелкозернистые частицы. При про¬
хождении пика паводочной волны и в период спада половодья, по мере оттаивания
отмелей, начинается активное перемещение донных наносов. В русле происходят
наиболее существенные переформирования. Аналогичная картина наблюдается и при
27
прохождении высоких летних паводков в многоводные годы. С дальнейшим спадом
половодья и уменьшением расходов воды наиболее крупнозернистые наносы начинают
аккумулироваться на побочнях и отмелях. Движение их продолжается в стрежневой
зоне потока, где скорости течения еще достаточны для переноса донных наносов, что
приводит к укреплению здесь наносов и обнажению на дне базальных галечников или
даже коренного скального ложа. Наконец, при спаде половодья наступает момент,
когда происходит резкая остановка движения наиболее крупных наносов, которые
бронируют дно, перекрывая его и прекращая перемещение массы разнообразного по
крупности материала (смесь от валунов до песка). Остановка наиболее крупных нано¬
сов в стрежневой части потока приводит также к образованию осередков, отмелей,
кос и перекатов. Аллювиальная отмостка обусловливает недеформируемость русла в
течение продолжительных отрезков времени.
Если в галечно-валунных руслах деформации, как правило, сводятся к срыву от¬
дельных частиц, слагающих аллювиальную отмостку, или к движению полосы наносов
не по всей ширине русла, то в руслах с преобладанием галечниково-песчаных и граве¬
листо-песчаных наносов и развитой поймой ежегодное смещение русловых форм (осе¬
редков, побочней, кос) может достигать нескольких десятков метров в год, а размыв
берегов - от нескольких метров до десятка метров в год. Осередки, разделяющие
поток на отдельные рукава, в нижнем течении Нимана являются наиболее типичными
формами транзита наносов. Вместе с побочневидными образованиями, располагающи¬
мися у берегов, они обычно представляют собой подвижные, соразмерные с островами,
образования. Если перемещение крупной русловой формы целиком происходит в
многоводные периоды, то более мелкие гряды на их поверхности деформируются еже¬
годно, несколько изменяя этим общие очертания крупных форм. ,
Кроме водности года, подвижность гряд зависит от их размеров, формы и места
расположения (2, 3). Высокие и крупные гряды, находясь в течение длительной зимы
вне зоны воздействия потока (обсыхающие), промерзают на глубину до нескольких
метров, образуя цементирующее их криогенное ядро. В летние месяцы с низкой ме¬
женью высокие образования зарастают кустарником и травой. В результате в мало¬
водные годы обычно происходит "консервация" основных русловых форм, снижение
скоростей их смещения и превращение осередков в острова. Следующая обычно за
маловодным периодом серия многоводных лет приводит к изменению положения
стрежня потока и местоположения максимальных размывов. Вследствие этого проис¬
ходит перемещение побочней и осередков. Очертания и высота перемещающихся
форм рельефа претерпевают существенные изменения.
Развитие грядового рельефа в галечно-валунных руслах лимитируется крупностью
донных наносов. При наличии в составе руслообразующего материала достаточного
количества относительно мелких частиц наносов возможно формирование галечных
гряд. При этом гряды распространены не по всей ширине реки, а локализуются вдоль
динамической оси потока.
Оценка возможных деформаций русла Нимана в условиях эксплуатации ГЭС
Нижнениманская ГЭС проектируется на 27,3 км от устья. С ее вводом предусмат¬
ривается многолетнее, сезонное и суточное регулирование стока р. Нимана с умень¬
шением весенне-летних паводков и среднемаксимальных естественных расходов воды
в нижнем бьефе ГЭС. Пропуск паводков предполагается осуществлять через агрегаты
ГЭС и четыре пролета поверхностного водосброса, оборудованные сегментными
затворами. Расходы притока, меньше пропускной способности ГЭС и водосброса
(6750 м3/с), пропускаются транзитом при НПУ -450 м; расходы, превышающие про¬
пускную способность гидроузла, будут частично аккумулироваться в водохранилище и
повышать его уровень. Сбросной расход при пропуске паводка вероятностью превы¬
шения 0,01% с гарантийной поправкой составит 8000 м3 (в том числе 550 м3/с - через
агрегаты ГЭС) при максимальном среднесуточном расходе притока 13 200 м3/с. При
пропуске паводка вероятностью превышения 0,1% сбросной расход соответственно
28
составит 7150 м3/с. Форсировка уровня над НПУ при пропуске расхода вероятностью
превышения 0,1% составит 0,7 м. Максимальный среднемесячный расход, сбрасыва¬
емый в нижщш бьеф, будет равен 1313 м3/с. В маловодные годы в течение всего
летнего периода расходы не превышают 90-100 м3/с. Следовательно, минимальные
летние расходы в нижнем бьефе увеличатся по сравнению с естественными на 40 м3/с.
Проектные расходы в створе ГЭС в зимний период составят 220-400 м3/с вместо 0,07—
200 м3/с, наблюдаемых в естественных условиях. До устья р. Ним'ана эти расходы Из¬
меняться не будут, на Бурее они увеличатся на 1-30 м3/с, в ноябре могут увеличиться
на 100 м3/с.
Среднемесячные зарегулированные расходы воды зимнего периода с ноября по
апрель будут составлять 260 м3/с, в особо маловодные годы они могут снижаться до
220 м3/с. В естественных условиях средний расход этого периода составлял 19 м3/е. На
р. Нимане ожидается повышение среднемесячных уровней на 1-1,5 м; на р. Бурее при
впадении Нимана - на 0,5—1,5 м; в месте выклинивания Бурейского водохранилища -
на 1,5-2 м.
Использование ГЭС для суточного регулирования мощности приведет к колебаниям
уровней нижнего бьефа. Непосредственно у ГЭС суточная амплитуда уровней в зим¬
ний и летний период может достигать 2-2,2 м. При выходе в Бурею амплитуда коле¬
бания уровней уменьшится до 0,5-0,6 м, а в районе выклинивания Бурейского водо¬
хранилища - до 0,4 м зимой; 0,2-0,4 м - летом.
В качестве руслоформирующего расхода воды р. Ниман в пределах его устьевого
участка принят средний из максимальных годовых, равный ЗОЮ м3/с. За расчетный
"руслоформирующий" расход воды при оценке русловых переформирований в проект¬
ных условиях принят
0р = ЗОЮ м3/с, К = 2020 м3/с.
Здесь К =
1313 м3/с
1950 м3/с
= 0,67 представляет собой отношение максимальных среднеме¬
сячных расходов воды в проектных и естественных условиях.
Влияние регулирования стока р. Нимана наиболее заметно должно проявиться в
низовьях реки, где наблюдается смена условий ограниченного развития деформаций во
врезанном русле свободным развитием русла с наличием поймы. Как уже отмечалось,
врезанные русла формируются при дефиците донных наносов и внешних ограничениях
плановых деформаций. Врезание в устойчивые к размыву породы приводит к огра¬
ничению плановых деформаций русла коренными склонами долины и уступами террас.
Врезанные русла характеризуются малыми темпами деформаций, которыми на практи¬
ке часто вообще пренебрегают. Появление свободно развивающегося русла с поймой
объясняется выходом реки в Верхнебуреинскую котловину, заполненную рыхлыми
отложениями. Здесь в русле уже появляются осередки и побочневидные образования,
способные в наиболее многоводные годы смещаться вниз по течению и изменять свои
высотные отметки в связи с сезонной изменчивостью стока.
Уклон Нимана на участке от ГЭС до устья равен 0,89%. Оценка типа русловых
процессов в проектных условиях проведена с помощью критериального графика [8]
ТПР =/(/0, G, Кф),
где ТПР - тип руслового процесса; /0 - уклон дна долины на участке; Q - средний из
максимальных годовых расход воды; Vcp - средняя по сечению скорость потока.
Точка, соответствующая рассматриваемому участку р. Нимана при указанных зна¬
чениях Q = Qp и /0, попадает на критериальном графике в зону многорукавных русел.
Следовательно, если бы не ограничивающие факторы, то и непосредственно на участ¬
ке расположения ГЭС имело бы место разветвленное русло. В проектных условиях
точка, соответствующая рассматриваемому участку, на критериальном графике оста¬
ется в той же зоне, хотя и приближается к зоне с незавершенным меандрированием.
Это свидетельствует о том, что после сооружения ГЭС русловые процессы на
29
устьевом участке Нимана могут несколько активизироваться. Однако тип русловых
процессов и характер переформирований останутся теми же, что и в естественных
условиях.
В нижнем бьефе ГЭС обычно наблюдается общий размыв русла, посредством
которого река восстанавливает нарушенный баланс наносов. Нижняя граница зоны
размыва со временем перемещается вниз по течению. При разнородном составе на¬
носов размыв продолжается до тех пор, пока в русле не создастся самоотмостка и
соответственно скорости течения не снизятся до неразмывающих. В руслах с галькой
уклон в начальном створе размыва уменьшается постепенно, редко достигая крити¬
ческих значений. В большинстве случаев процесс общего размыва в начальном створе
останавливается за счет самоотмостки дна. Вымываются й уносятся вниз по течению
мелкие наносы. Наносы на поверхности русла укрупняются. Сопротивляемость грун¬
тов размывающему воздействию потока увеличивается, глубинные (высотные) дефор¬
мации замедляются и при наличии размываемых берегов могут смениться плановыми
деформациями. .
Для получения представления о возможных направленных деформациях, влияющих
на положение продольного профиля Нимана и вызывающих понижение уровня свобод¬
ной поверхности в нижнем бьефе ГЭС, предпринята попытка приближенного расчета
указанных характеристик. Расчеты выполнены с учетом процесса самоотмостки по
В.С. Кнорозу [9]. При этом использованы следующие исходные данные: расчетный
расход воды (являющийся максимальным сбросным расходом в проектных условиях)
<Эр = 2020 м3/с; ширина реки В - 180 м; средняя глубина Аср = 3,70 м; уклон реки др
размыва / = 0,00089.
В результате расчетов получены следующие характеристики рассматриваемого
участка Нимана в проектных условиях.
Значение неразмывающей скорости с учетом возможности образования самоот¬
мостки, по В.С. Кнорозу,
^кон = М)"
го
к
кр
h
К )
0,75
• 0,008 ———- lg -у-
к dK р
: 2,75
0,60
0,058
3,70
N,0,75
_0,008b^lg^L
0,60 0,058
= 2,66 м/с
Здесь Г"0 = 2,75 м/с - средняя неразмывающая скорость при начальной глубине потока
для Крупных фракций материала русла установлена по рекомендациям Г.В. Желез-
някова [10]. Крупная фракция материала русла в данном случае представлена крупной
калькой или мелким булыжником с галькой и гравием со средним диаметром материала
отмостки dKp « 58 мм.
Коэффициент, характеризующий содержание крупных фракций в размываемом
материале русла
100
0,60.
Доля мелких фракций в размываемом материале русла (доля заполнителя) согласно
описанию характера грунта принята равной Р, = 40%.
Полная глубина размыва в нижнем бьефе гидроузла с учетом отмостки (и величина
понижения уровня воды) составит
йр = АЯ=А11р-АСр + 8А = 4,21-3,70+ 0,18 «.0,70 м.
Здесь hnp
Qp
BVvl
— 4,21 м - предельная глубина в поперечном сечении, при которой
прекращается дальнейший размыв дна.
30
Приращение глубины за счёт "отсасывания" потоком мелких фракций грунта через
еще недостаточно сформировавшееся, но уже ставшее ровным благодаря покрытию
крупными фракциями наносов русло:
5h = md. =3,12 • 0,058 • 0,667 = 0,18 м.
р к
Параметр, учитывающий число слоев крупных частиц размером dKp, а также
сплошность их размещения
. ( I 7 f S-S- \
ш = 0,013 ^ =0,013 =3,12.
[Уо ) U,89j
Средняя неразмывающая скорость при начальной глубине потока для мелких фракций
наносов: V'0 = 0,89 м/с установлена также по рекомендациям Г.В. Железнякова [10].
Мелкая фракция материала русла в данном случае представлена крупным песком
с примесью гравия и среднезернистым песком с глиной со средним диаметром
d = 1,75 мм.
Для определения остальных характеристик использованы формулы, входящие в
состав комбинированного упрощенного балансового метода [11]. Так, уклон в нижнем
бьефе по окончании размыва установлен по формуле Шези
г =¥шш-= (2,66)2 =0,00058.
c2hp (52,8)2 • 4
Коэффициент С вычислен обратным путем по результатам гидрометрических изме¬
рений на рассматриваемом участке в естественных условиях
С = %= = 2,°20 = 52,8 м1/2 /с.
Bhcp4^ 180-3,70-л/3,70-0,00089
Близкое значение величины /к получается и по зависимости G.T. Алтунина [12]
/к = kl = 0,70 -.0,00089 = 0,00062.
Длина основного участка размыва составит не менее
2АН 2 0,70 0 ^ ■
L = = = 2,26 км.
2/-(/кч-//) 2 0,00089-(0,00058 + 0,00058)
При этом принято /с ~ /к.
Объем вымытого грунта на участке общего размыва по формуле И.И. Леви
составит
w = — Щ - hcp )(L -L,) + AHL] = — [(4,40 - 3,70)(22бЬ - 200) + 0,70 • 2260] =
= 242-К)3 м3.
' ■ /
Длина участка местного размыва принята равной L] = 200 м. ' .
Ширина реки в проектных условиях установлена по формуле С.Т. Алтунина [12]
в=в„ =^=^<™<!=16ом.
р ll'2 (0*00058)0-2
Здесь р установлено обратным путем по характеристикам русла, соответствующим
руслоформирующему расходу воды
г
В1°’2 180(0,00089)°2
р = —-—1 (гг— = 0,80.
Q05 (3080)0’5
31
Время наиболее интенсивных переформирований в нижнем бьефе ГЭС составит
W _ 242-Ю3
w; ~ 32 • 103
~ 7,5 лет.
Сток данных наносов в проектных условиях за год Wx принят в размере 20% от общего
годового стока наносов и равен примерно 32-103 м3. Плотность грунта в донных отло¬
жениях принята равной ргр = 2,2 т/м3.
Поскольку в верхней и средней части рассматриваемого участка Нимана русло
врезано в коренные породы, то аллювиальные отложения здесь не образуют сплош¬
ного чехла, а прослеживаются в переуглублениях русла и на прибрежных отмелях.
Именно этот аллювий и будет срабатываться в процессе размыва. И даже в нижней
части участка Нимана, где на фоне вынужденного меандрирования развита русловая
многорукавность, можно ожидать размыва в первую очередь протоков с более легко
размываемыми грунтами. Заметного размыва протоков, русла которых сложены более
крупнозернистым грунтом, может не произойти. В результате некоторые из них могут
создать небольшой подпор, вследствие чего отметки дна русла на перекатах, располо¬
женных выше выхода из протоки, могут повыситься. На нижнем Нимане возможен на¬
мыв гребней перекатов (больший по сравнению с естественными условиями) вслед¬
ствие срезки максимальных паводочных расходов и усиления подпора со стороны
Бурей. Возможен намыв гребней перекатов на указанном участке и в период повы¬
шенной зимней межени.
Карьеры по добыче гравийно-песчаных грунтов на Нимане, по имеющимся скудным
данным, пока не являются русловыми, затапливаются при прохождении паводков
редкой обеспеченности и существенного влияния на режим наносов и деформации не
оказывают. При размещении карьеров в русле реки может произойти дополнительное
понижение уровня воды и врезание устьевых участков притоков. Вообще, разрушение
отмостки при проведении дноуглубительных работ приводит к значительным дефор¬
мациям дна реки, сопровождающимся посадкой уровня на перекате и несколько выше
по течению.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Попов В.И. Характеристики наводнений на р. Амуре и его левых притоках, мероприятия по борьбе
с ними //Тр. III Всесоюз. гидрологии, съезда. Т. 7. Л.: Гидрометеоиздат, 1959. С. 261-267.
2. Маккавеев Н.И., Чалов Р.С. Русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1986. 264 с.
3. Русловой режим рек Северной Евразии (в пределах бывшего СССР) / Под ред. Чалова Р.С. М.: Изд-во
МГУ, 1994. 336 с.
4. Река Бурея // Материалы для описания русских рек и истории улучшения их судоходных условий. 1906.
Вып. 14. 80 с.
5. Баканин В.Н., Жуков В.Ф., Мейстер Л.И. Многолетняя мерзлота горных пород и условия строи¬
тельства в центральной части Буреинской впадины. М.: Изд-во АН СССР. 1954. 205 с.
6. Пыньковский С.И. Типы речных русел Дальнего Востока //Тр. ГГИ, 1967. Вып. 144. С. 77-117.
7. Водные ресурсы рек зоны БАМ / Под ред. Чеботарева А.И. и др. Л.: Гидрометеоиздат, 1977. 272 с.
8. Антроповский В.И. Об исследовании руслового процесса рек бассейна Амура в связи с планируемыми
противопаводочными мероприятиями // Материалы научной конференции по проблемам водных ресурсов
Дальневосточного экономического района и Забайкалья. СПб.: Гидрометеоиздат, 1991. С. 568-477.
9. Кнороз В.С. Естественная отмостка русел, образованных материалами неоднородной крупности // Изв.
ВНИИГ. 1962. Т. 70. С. 21-51.
*
10. Железняков Г.В. Пропускная способность русел каналов и рек. Л.: Гидрометеоиздат, 1981. 312 с.
11. Антроповский В.И. Упрощенные методы расчета русловых деформаций в нижних бьефах гидроузлов //
Гидротехника и мелиорация. 1987. № 1. С. 23-26.
12. Алтунин С.Т. Заиление водохранилищ и размыв русла в нижних бьефах плотин // Тр. III Всесоюз.
гидрологии, съезда. Т. 5. Л.: Гидрометеоиздат, 1960. С. 25-38.
Государственный гидрологический 4 Поступила в редакцию
институт Росгидромета * ■ ' 19.12.97
32
MORPHOLOGY OF THE NIMAN RIVER CHANNEL (BASIN OF THE BUREYA RIVER)
AND PROGNOSTIC EVALUATION OF ITS TOTAL DEFORMATIONS
IN THE LOVER POOL OF THE DESIGNED URGALSKAYA-1 WATER POWER PLANT
V I. ANTROPOVSKY
Summary
Possible reformations of Niman River channel in the lover pool of the designed Urgalskaya-1 (Nizhnenimanskaya)
water power plant are under consideration.
УДК 551.438.5:625.74(470.311)
© 1999 г. O.K. КАЛАНТАРОВ, А.Ё. ДЕВЯТКИН, М.З. КАНЕВСКИЙ,
Д.В. МИХАЛЕВ, К.И. ШЕВЧЕНКО "
МЕТОДЫ ЗАЩИТЫ ОТКОСОВ АВТОМОБИЛЬНЫХ ДОРОГ
И ИНЖЕНЕРНЫХ СООРУЖЕНИЙ ОТ ЭРОЗИИ
И СКЛОНОВЫХ ПРОЦЕССОВ (НА ПРИМЕРЕ МКАД)
Защита откосов дорожных выемок и насыпей от эрозии и склоновых процессов
является важной задачей в транспортном строительстве. Неконтролируемое развитие
этих процессов может не только привести к разрушению самих откосов, но и, в ко¬
нечном счете, создать реальную угрозу нормальному функционированию инженерных
сооружений автодороги. Все возрастающие в последние годы объемы и темпы дорож¬
ного строительства требуют разработки и применения новых альтернативных методов
и технологий защиты строительных объектов от опасных природных процессов. Это
достаточно убедительно подтверждают результаты обследования и проведенная
оценка состояния откосов и инженерных конструкций реконструируемой Московской
кольцевой автомобильной дороги (МКАД).
Воздействие эрозионных и склоновых процессов на откосы
дорожных выемок и насыпей
Эрозионным и склоновым процессам подвержены, в той или иной степени, все
склоны естественного происхождения и искусственно сформированные откосы. В про¬
цессе дорожного строительства происходит формирование искусственных склонов (от¬
косов), связанное с отсыпкой дорожных банкетов (насыпей) и выработкой дорожных
выемок. Как правило, крутизна таких откосов колеблется от 1/2,5 до 1/1,5 (отношение
высоты 'к заложению), что составляет приблизительно 22-33,5° (СНиП 2.05.02-82 [1]
устанавливает наибольшую крутизну откосов насыпей и выемок, соответствующую
для различных типов песчаных и глинистых грунтов 1/1,75—1/1,5 или 30-33°). Вместе с
тем, встречаются как более пологие, так и более крутые дорожные откосы (чаще
всего, откосы выемок). Укрепление и защита от разрушительных процессов крутых
откосов представляет собой очень сложную инженерную задачу.
Обычно откосы дорожных насыпей выполняются из дренируемых песчано-гравий¬
ных грунтов. Откосы дорожных выемок могут быть сложены грунтами различного
состава, что зависит от геологического строения территории. Состав и свойства грун¬
тов, слагающих откос, во многом определяют степень устойчивости откоса по отно¬
шению к эрозионным и склоновым процессам.
При отсутствии противоэрозионных мероприятий на дорожных откосах происхо¬
дит концентрация поверхностного стока, и плоскостной смыв, интенсивность которого
2 Геоморфология, № 1 33
\
Рис. 1. Развитие линейной эрозии на откосах МКАД вследствие плохой
организации водоотведения
обычно невелика, трансформируется в линейную эрозию, приводящую к катастрофи¬
ческим последствиям. ^
Плоскостная и линейная эрозия представляют опасность прежде всего для лишен¬
ных растительности, незадернованных (или не укрепленных искусственно) склонов, в
особенности, имеющих значительную крутизну и избыточную увлажненность. Лишен¬
ные растительной защиты грунты быстро размываются талыми или дождевыми
водами, что создает угрозу сохранности инженерных сооружений и разрушает эле¬
менты ландшафта (рис. 1). Размыв грунтов дорожных откосов приводит также к вы¬
носу большого объема грунтовых частиц (как правило, загрязненных тяжелыми метал¬
лами и нефтепродуктами [2]) в близлежащие водотоки.
Помимо эрозионных процессов, на дорожные откосы и, в особенности, дорожные
выемки воздействуют склоновые процессы. Оползневые процессы характерны для от¬
косов крутизной более 1/2 (около 27°). Они обусловлены геологическими и гид¬
рогеологическими условиями территории. Поверхностные оползни возникают при
избыточном увлажнении грунтов откоса, чаще всего, на участках разгрузки верхо¬
водки и грунтовых вод, вызванной разработкой дорожных выемок. Переслаивание в
пределах откоса водоносных (пески, гравий) и водоупорных (суглинки, глины) грунтов
облегчает отрыв и оползание грунтовых масс. В результате развития этих процессов
на откосах возникают небольшие оплывины, оползает дернина. Обнажившийся бла¬
годаря этому грунт подвергается интенсивному воздействию эрозионных и осыпных
процессов.
Причины развития опасных эрозионных и склоновых процессов
на дорожных откосах
Активизация разрушительных процессов на дорожных откосах нередко бывает свя¬
зана с тем, что при формировании поперечных профилей откосов не соблюдаются
требования, устанавливаемые нормативными документами. Однако даже неукосни¬
тельное соблюдение строительных норм и правил не дает гарантии обеспечения эро¬
зионной устойчивости откосов.
Полученные нами результаты свидетельствуют о том, что одной из основных при¬
чин развития эрозионных и склоновых процессов на откосах является неудовлетво¬
рительная организация системы водоотведения с полотна дороги и прилегающих тер-
34
Рис. 2. Развитие оползневых процессов на откосах МКАД вследствие
неудовлетворительной организации системы водоотведения и нарушения
технологии противоэрозионных мероприятий
риторий. На большинстве обследованных участков дорожных выемок, на склонах ко¬
торых было зафиксировано развитие линейной эрозии и оплывание грунтов, как пра¬
вило, отсутствуют дренажные нагорные канавы и водоотводящие лотки (рис. 1). Из¬
быточная поверхностная влага, накапливающаяся на таких участках после снеготая¬
ния и интенсивных атмосферных осадков, способствует переувлажнению грунтов на
откосах и провоцирует возникновение оплывин и других склоновых процессов (рис. 2).
Система водоотведения и очистки поверхностных стоков с полотна дороги, орга¬
низованная с применением стандартных бетонных лотков, растекателей и очистных
сооружений, далеко не всегда выполняет, свои функции. В частности, гладкая поверх¬
ность бетона не в состоянии погасить кинетическую энергию сконцентрированного
водного потока, что приводит к эрозионному размыву грунтов откоса и разрушению
самих сооружений (рис. 3). Сброс ливневых стоков с полотна дороги из бетонных
кюветов и растекателей приводит к глубокому эрозионному размыву грунтов в осно¬
вании насыпи. Дренаж и водоотведение вдоль подошвы насыпи часто не предусмотре¬
ны, что создает благоприятные условия для развития эрозионных процессов, приводит
к переувлажнению грунтов в основании насыпи, а в некоторых случаях - к забола¬
чиванию прилегающей территории.
Используемые при обустройстве дороги противоэрозионные мероприятия, основан¬
ные на традиционных методах и технологиях, имеют существенные недостатки. Так,
применение жестких и полужестких бетонных конструкций не всегда приводит к по¬
ложительным результатам. Элементы этих конструкций теряют устойчивость и разру¬
шаются под воздействием эрозии и суффозии. Они отличаются высокой стоимостью,
малоэстетичны и, кроме того, нарушают естественную связь поверхностных и под¬
земных вод.
Методы искусственного озеленения, применяемые для защиты откосов от эрозии и
повышения эстетичности техногенного ландшафта, также имеют определенные не¬
достатки. Как правило, эти достаточно дорогостоящие мероприятия требуют осуще¬
ствления выемки, подготовки, перевозки и укладки больших объемов плодородного
грунта и дерна. Кроме того, в процессе перемещения почвенного слоя его биологиче¬
ская ценность снижается. Эти же недостатки свойственны методу сплошной одернов-
ки. Привезенные извне почвенно-растительные материалы, как правило, плохо "при¬
живаются" на новом месте, а тем участкам, откуда эти материалы изъяты, наносится
- 2* 35
Рис. 3. Разрушение бетонных конструкций и защитных По¬
крытий из геовебов вследствие развития эрозии и суффозии
серьезный экологический ущерб. При этом, в силу различных причин, далеко не всегда
удается добиться положительных результатов (рис. 2). Пластиковые покрытия
(геовебы и др.), используемые в последние годы для укрепления и озеленения склонов,
малоэффективны по причине нарушения естественного гидротермического режима
почвы. Главным отрицательным фактором здесь является водонепроницаемость
пластика. Дбрнина внутри геовебов не может развиваться естественным образом из-за
резко различной влажности и температуры отдельных ее участков, отсутствия условий
для горизонтального прорастания корней и миграций почвенной фауны. Результат -
эрозионный вынос почвы из геовебов и их разрушение из-за склоновых процессов
(рис. 3).
Технология озеленения с помощью укладки текстильных холстов также не всегда
эффективна. Плотная ткань препятствует прорастанию семян. Удаление холстов и
повторный1 посев не дает положительного результата, так как семена ложатся на
сухую уплотненную поверхность.
Таким образом, применяемые в настоящее время методы укрепления откосов и
борьбы с эрозией и склоновыми процессами (включающие организацию водоотве¬
дения) характеризуются, как правило, относительно высокой стоимостью, малой эф¬
фективностью, недостаточной экологичностью и технологичностью.
В связи с этим авторами предлагается ряд альтернативных методов и технологий,
разрабатываемых в научно-производственном объединении "Эколандшафт" и позво-
36
ляющих наиболее эффективно, с меньшими затратами проводить различные нротиво-
эрозионные мероприятия, направленные на укрепление и озеленение откосов автомо¬
бильных дорог, защиту инженерных сооружений, организацию водосбора и очистки
загрязненных стоков, поступающих с дорожного полотна.
Материалы и технологии, используемые в методе " Эколандшафт”
Для защиты от эрозии и склоновых процессов в рамках метода ’’Эколандшафт"
применяются: экстремальное озеленение, покрытия из биоматов и биотекстилей, га¬
бионные конструкции. Данные технологии используют в основном природные мате¬
риалы и реализуются с соблюдением принципа экологичности.
Каждая из названных технологий успешно применяется за рубежом (Италия, Гер¬
мания, Канада и др.) [2-5], Благодаря опыту, приобретенному в ходе строительства
МКАД, эти технологии модифицированы и адаптированы применительно к природно-
климатическим условиям средней полосы Родсии.
Экстремальное озеленение - биоинженерный метод защиты территорий, применя¬
емый при невысокой интенсивности эрозии. Оно позволяет в сжатые сроки создать
сплошной, пронизанный корнями почвенно-растительный слой. Экстремальное озеле¬
нение, в отличии от традиционных методов озеленения, может применяться при пол¬
ном отсутствии почв, при сильном химическом загрязнении почв и грунтов и других
неблагоприятных условиях.
Компонентами, используемыми в системе экстремального озеленения, как правило,
являются: 1) жидкий питательный концентрат, содержащий азот, фосфор, сахар и
действующий в течение длительного периода; 2) гранулированное органическое
удобрение из почвенных грибков и бактерий; 3) стабилизатор почвы на орнове озо¬
керита, фиксирующий частицы почвы и формирующий водопроницаемый, устойчивый
к эрозии слой; 4) средство на основе растительного волокна, защищающее почву от
эрозии и, одновременно, повышающее ее влагоемкость; 5) семена трав, состав ко¬
торых определяется в зависимости от климатических, почвенных, геоморфологических
и других факторов.
В случае высокой интенсивности эрозии, экстремальное озеленение производится в
комплексе с покрытием почв (грунтов) биоматами или биотекстилями, устанавли¬
ваемыми после проведения посева. Названные биоматериалы состоят из растительных
волокон и постепенно (за несколько лет) полностью разлагаются. Они пропускают
воздух, воду и благоприятствуют развитию растительности. По мере разложения
биоматов и биотекстилей растительность приобретает мощную корневую систему,
способную противостоять эрозии. Комплекс ’’экстремальное озеленение - биополотно”
создает благоприятные условия для укоренения растительности.
Биоматы применяются для озеленения склона и защиты его of эрозии. Они состо¬
ят из растительного волокна, наложенного на тонкий слой целлюлозы^ и проши¬
того двойной джутовой или полипропиленовой нитью. Содержание растительного во¬
локна в биомате составляет не менее 350 г/кв.м, так как меньшее количество не
обеспечивает надежной защиты грунта от эрозии и не позволяет удерживать необ¬
ходимый объем воды (для соломенных биоматов влагоемкость составляет не менее
10 л/кв.м). В случае иссушения биоматов, они выполняют функции защиты почвы от
испарения.
Существует "Три основных типа биоматов: биоматы из соломы, из кокосового во¬
локна и смешанного типа. Соломенные биоматы быстро разлагаются, создавая плодо¬
родный слой. Их применяют для защиты от слабой склоновой эрозии при небольшой
крутизне склонов. Кокосовое волокно разлагается сравнительно долго (5-8 лет) и
химически нейтрально. Поэтому кокосовые биоматы эффективны для долговременной
защиты от эрозии. Биоматы смешанного типа (30-50% кокосового волокна и 50-70%
соломы) применяют при средней интенсивности эрозии, при этом высокое содержание
соломы способствует быстрому созданию плодородного слоя.
37
Биотекстили применяются для стабилизации склонов и их защиты от эрозии. Они
представляют собой сплетенные из кокосового волокна сетки различных типов с раз¬
мером ячеек от 0,5 до 2,5 см. Сетки не препятствуют прорастанию травы, при этом
они гасят энергию стекающей по склону воды, одновременно повышая влагоемкость
почвы.
Как и биоматы, биотекстили способствуют быстрому укоренению растительности.
За 5-8 лет, необходимых для полного разложения кокосового волокна, раститель¬
ность, как правило, успевает развиться настолько, чтобы полностью взять на себя
осуществление защитных функций.
В комбинации с биоматами и биотекстилями иногда применяются трехмерные маты
из геосинтетических волокон, такие как сетка Мак-Мат. Основное назначение этих
материалов состоит в укреплении корневой части растений для долговременной ста¬
билизации откосов и защиты от эрозии.
Сооружения из габионов обеспечивают наиболее надежную и долговременную
защиту от эрозии и склоновых процессов. Они возводятся на тех участках, где при¬
менение биоинженерных методов защиты малоэффективно из-за высокой интенсив¬
ности этих процессов.
Габионы представляют собой заполненные каменным материалом корзины, изготов¬
ленные из стальной оцинкованной сетки двойного кручения с шестигранными ячейками
(размер ячеек 10 X 12,8 X 10 или 6 X 8 см). Эта сетка прочна, устойчива к коррозии и
истиранию, долговечна, не расплетается при механическом повреждении отдельных
проволочек. Габионы заполняются различным каменным материалом (щебень, галька,
небольшие валуны, карьерный камень), обладающим высокой плотностью, прочно¬
стью, морозостойкостью. Размер камней должен превышать размер ячейки сетки (до
1,5-2 раз). В зависимости от формы габионы могут быть коробчатыми и цилиндри¬
ческими. Чаще всего применяют коробчатые габионы размером 2 X 1 X 1м; 1,5 X
X 1 X 1м; габионы Джамбо размером 2 X 1 X 0,5 м; 3 X 2 X 0,5 м.
Матрасы Рено представляют собой плоскую разновидность коробчатых габионов.
Наиболее распространенный размер матраса Рено - 3 X 2 м при толщине 0,17; 0,23;
0,30 м. Секции'габионов и матрасов Рено шириной 1,0 м разделяются диафрагмами,
выполненными из той же сетки; диафрагмы делают конструкцию более прочной и
облегчают заполнение габионов.
Коробиатые габионы используются для возведения массивных сооружений: под¬
порных стен, дамб, при берегоукреплении и т.д. [6]. Матрасы Рено применяются для
площадных покрытий, предназначенных, чаще всего, для защиты от эрозии и скло¬
новых процессов, а также в берегоукреплениях, нередко в комбинации с коробчатыми
габионами (рис. 4).
После возведения габионного сооружения его открытая пористость составляет
30-40%. С течением времени поры заполняются частицами грунта. Через несколько
лет происходит консолидация сооружения, оно приобретает максимальную устойчи¬
вость и может эксплуатироваться неограниченное время.
Габионные конструкции абсолютно незаменимы для организации поверхностного
стока и очистки загрязненных вод, поступающих с.полотна дороги и прилегающих
территорий. Габионы и матрасы Рено используются также для возведения и защиты
от разрушения водопропускных и дренажных сооружений.
Эффективная защита откосов от эрозии и склоновых процессов достигается также с
помощью систем армирования грунта "Террамеш" и "Зеленый Террамеш".
Система "Террамеш" - это система армирования грунта оцинкованной сеткой двой¬
ного кручения с ПВХ покрытием. Лицевая грань системы "Террамеш" выполнена из
коробчатых габионов. Армирующие панели, выполненные из той же сетки, заклады¬
ваются в грунт насыпи, который принудительно уплотняется.
Лицевая грань системы "Зеленый Террамеш" выполнена из оцинкованной сетки
двойного кручения, покрытой ПВХ. С внутренней стороны сетки устанавливаются
кокосовые биоматы, отделяющие сетку от грунта обратной засыпки. "Зеленый Тер-
38
Рис. 4. Принципиальная схема выполаживания и укрепления нижней части откоса с помощью коробчатых
габионов и матрасов Рено
1 - коробчатый габион, 2 - матрас Рено, 3 - геотекстиль, 4 - грунт откоса, 5 - грунт засыпки, уплотненный
до 1,6-1,7 т/м3, б - противоэрозионный биомат или биотекстиль, 7 - слой грунтовой смеси с семенами, 8 -
колышки, 9 - дрена (верховое крепление)
рамеш" чаще всего возводится под углом 60-70°. Обработка лицевой поверхности гид¬
ропосевом позволяет в сжатые сроки озеленить ее.
Рекомендации по защите откосов дорожных насыпей и выемок
от эрозии и склоновых процессов
Вышеназванные мероприятия разделяются на 3 группы: защита поверхности грун¬
товых откосов, организация водоответвления, защита инженерных сооружений.
Защита поверхности дорожных откосов от плоскостной и линейной эрозии осу¬
ществляется, прежде всего, с помощью метода экстремального озеленения. В чистом
виде этот метод применяется на откосах крутизной до 20°, при условии слабой об¬
водненности грунтов, относящихся по своему составу и свойствам к трудно раз¬
мываемым. Откосы большой крутизны, наличие легкоразмываемых грунтов и повы¬
шенная обводненность склона требуют сочетания экстремального озеленения с дру¬
гими методами. При крутизне откосов до 33° откосы покрываются биоматами (рис. 5).
На участках повышенного эрозионного риска применяют биоматы с большим содер¬
жанием кокосового волокна и 100%-но кокосовые биоматы. При крутизне откосов до
■ 45° и более применяется покрытие откосов биотекстилями.
На особо опасных участках (например, в местах разгрузки подземных вод) исполь¬
зуются покрытия из матрасов Рено. Габионные конструкции, системы "Террамеш" и
"Зеленый Террамеш" используются также для создания дорожных банкетов (при сте¬
сненных условиях строительства) и защиты откосов от опасных склоновых процессов
(рис. 4, 6).
Для организации поверхностного стока наиболее целесообразно использовать водо¬
отводящие фильтрующие коллекторы, выполненные из матрасов Рено. В таких кол¬
лекторах эффективно гасится энергия водного потока и происходит первичная меха¬
ническая очистка дорожных стоков (рис. 7).
На участках, где отвод ливневых вод с полотна дороги осуществляется с помощью
телескопических бетонных лотков с последующим сбросом стоков через бетонные
39
Рис. 5. Принципиальная схема защиты откосов крутизной 20-30°
/ - противоэрозионный биомат или биотекстиль, 2 - слой грунтовой смеси с семенами;
3 - колышки, 4 - дрена, 5 - грунт откоса
Рис. 6. Укрепление откоса комбинированным способом (в условиях подтопления по¬
дошвы откоса)
1 — система "Террамеш", 2 - система "Зеленый Террамеш", 3 ~ защита откоса биоматом
или биотекстилем, 4 - слой грунтовой смеси с семенами, 5 - колышки, 6 - дрена,
7 - грунт засыпки, 8 - грунт откоса, 9 - геотекстиль
растекатели, необходимо перехватывать стоки лотками, выполненными из матрасов
Рено. На пологих участках с небольшим объемом стока водоотводящие коллекторы
создаются с помощью биоинженерных технологий: стенки и днища канав выстилаются
биотекстилем, а затем засеваются с растениями с применением метода экстремального
озеленения.
Защита от эрозии инженерных сооружений, расположенных в полосе отвода авто¬
дороги, осуществляется преимущественно с помощью габионного метода. Оголовки
водопропусков укрепляются и защищаются конструкциями из коробчатых габионов, к
которым примыкают покрытия из матрасов Рено. Габионные сооружения успешно
40
Рис. 7. Организация водоотведения от бетонных растекателей с помощью водоотводящих
фильтрующих коллекторов, выполненных из матрасов Рено
1 - полотно дороги, 2 - грунт, 3 - дернина, 4 - направление стока, 5 - бетоннкй лоток,
6 - растекатель, 7 - матрасы Рено, 8 - геотекстиль
применяются также для защиты от эрозии находящихся в русле мостовых опор,
береговых устоев mqctob, грунтовых откосов береговых устоев. В первом случае с
помощью площадных покрытий, выполненных из коробчатых габионов и матрасов
Рено, осуществляют укрепление фундамента опор и защиту прилегающих к фунда¬
менту донных отложений от размыва. Защита береговых устоев мостов от речной
эрозии сводится, по существу, к сооружению под мостом и на прилегающей террито¬
рии габионных берегоукреплений. К ним относятся: стенки из габионов, облицовка
матрасами Рено, комбинированное укрепление береговых устбев мостов габионами и
матрасами Рено.
Предлагаемые нами методы и технологии укрепления и защиты дорожных откосов
и инженерных сооружений от неблагоприятных природных процессов отличаются вы¬
сокой эффективностью и технологичностью. Комплексное их применение обеспе¬
чивает сохранение целостности экосистем, повышает устойчивость последних к тех¬
ногенным нагрузкам, сохраняет (или восстанавливает) биологическое разнообразие.
Они совмещают максимальное использование природных материалов, надежность и
долговечность конструкций с минимальным уровнем затрат. Таким образой, много¬
летнее использование подобных методов за рубежом, а также положительный опыт по
защите дорожных откосов, приобретенный в ходе реконструкции МКАД, позволяют
рекомендовать рассмотренные методы и технологии для широкого применения в прак¬
тике дорожного строительства.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Строительные нормы и правила. СНиП 2.05.02-85. Автомобильные дороги. М.: ЦИТП Госстроя СССР,
1986. 56 с.
2. Larina G.E., Obukhov AJ. Heavy-metal pollution of lawn soils in the’Lenin District of Moscow // Eurasion Soil
Science. 1996. Vol. 29. Iss. 11. P. 1309-1313.
3. Brown C.T. Gabion Report // The Water Research Laboratory the University of New Sourth Wales. Research Report.
1979. N. 156. Oct. P. 34-51.
4. Гибкие берегоукрепления с геотекстилем // М-лы Межд. конф. (Лондон, 29-30 марта 1984 г.) Под ред.
Э.Р. Гольдина. М.: Транспорт, 1988. 184 с.
41
5. Officine Maccaferri S. p. A., Agostini R., Conte A., Malaguti G., Papetti A. Flexible lining in Reno mattresse and
gabions for canals and canalized water courses // Labanti e Nanni. Bologna, 1985. 114 p.
6. Simons D.B., Chen Y.H., Swenson L.J. Hydraulic test to develop design criteria for the use of Reno matresses. Fort
Collins, Colorado, USA, 1983. 58 p.
7. Алтунин C.T. Методические рекомендации по применению габионов // Сельхозиздат. 1953. 46 с.
НПО "Эколандшафт" Поступила в редакцию
10.06.98
METHODS OF EROSION AND SLOPE PROCESSES PROTECTION OF THE ROAD
SCARPS AND ENGINEERING STRUCTURES (ON THE EXAMPLE OF MOSCOW
CIRCLE HIGHWAY)
O.K. KALANTAROV, A.E. DEVYATKIN, M.Z. KANEVSKY, I).V. MIKHALEV, K.I. SHEVCHENKO
Summary
The protection of scarps is very important task in road building. The development of erosion and slope processes is
the main cause of the destruction of road embankments and different engineering structures. Field researches carried out
at the Moscow ring highway have shown that existing methods of slope protection are far from excellence. The
description of alternative method of protection worked out by "NPO Ecolandshaft" is represented in this paper. This
method provides efficient engineering and bioengineering protection of slopes, engineering structures and landscapes
against erosion and other dangerous natural and man-induced processes.
УДК 551.4:553.061.4/477.3/
© 1999 г.
А.И. НЕДОШОВЕНКО , Е.С. ПЕТРОВА, Л.И. РЯБЧУН,
Т.В. ГУСЫНИНА, Л.П. Л ИЩЕНКО, О.В. СЕДЛЕРОВА
ПАЛЕОГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ
ВЕРХНЕВИЗЕЙСКОЙ ПЕСЧАНО-ГЛИНИСТОЙ ТОЛЩИ ЦЕНТРАЛЬНОЙ
ЧАСТИ ДНЕПРОВСКО-ДОНЕЦКОЙ ВПАДИНЫ В СВЯЗИ
С ПЕРСПЕКТИВАМИ ЕЕ НЕФТЕГАЗОНОСНОСТИ
Изучение связей между геотектоническим развитием центральной части Днепров¬
ско-Донецкой впадины (ДДВ) и характером осадконакопления регионально нефтегазо¬
носной толщи верхнего визе свидетельствует о закономерном соотношении мощно¬
стей, литолого-фациального состава, структурного плана с разрывной тектоникой и
структурами кристаллического фундамента.
В глинисто-песчанистой толще верхнего визе (С 1V2) мы условно выделяем четыре
пачки песчаников горизонта В-21: В-21/1, В-21/2, В-21/3, В-21/4 и пять пачек песча¬
ников горизонта В-20: В-20/5, В-20/4, В-20/3, В-20/2 и В-20/1 [1]. Поскольку нижнюю
границу верхневизейской толщи мы проводим внутри радиоактивной аномалии, наблю¬
даемой в исследованных разрезах скважин в кровле нижневизейской карбонатной
плиты (C\V\(nn), то индексация горизонта В-22 у нас и у геологов ПГГ "Чернигов-
нефтегазгеология" разная (рис. 1). В полных разрезах песчано-глинистых отложений,
вскрытых бурением в погруженных частях Сребненского прогиба, выделяются, исходя
из морфоструктурной классификации осадков А.А. Трофимука и Ю.И. Карогодина [2],
два макроритма - С] V](22-21) и С1У1(20). Нижний ритм состоит из четырех микро¬
ритмов, каждый из которых представлен пачками от В-21/4 до В-21/1. Верхний вклю-
42
Рис. 1. Схема выделения ритмов и продуктивных горизонтов в Бажковской скв. 1 (составил^ Рябчун Л.И.)
1 - аргиллиты, 2 - аргиллиты с прослоями алевролитов, 3 - известняки, 4 - алевролиты, 5 - песчаники,
6 - песчаники с прослоями аргиллитов
43
чает пять микроритмов с песчаниками от В-20/5 до В-20/1 в кровле* В кровле первого
ритма отмечается перерыв в осадконакоплении. В прибортовых частях впадины и на
выступах фундамента разрез состоит из одного ритма. Глинисто-песчанистые отложе¬
ния макроритма CiV2(22-20) представляют трансгрессивно-регрессивный комплекс
осадков на фоне преобладающей регрессии,, в котором морские отложения открытого
моря вверх по разрезу сменяются прибрежно-морскими, заливными, лагунными образо¬
ваниями, чередующимися на различном стратиграфическом уровне с авандельтовым и
дельтовым комплексом осадков различных групп фаций (надводной, подводной равни¬
ны, морского края дельты, дельтовых каналов, баров и др.), выделенных на основании
седиментологического каротажного анализа и литогенетических исследований керна.
В каменноугольном синеклизном комплексе, наложенном на рифтогенную девон¬
скую структуру, осложненную системой дорифтовых и рифтовых глубинных разломов,
коробление слоев происходило главным образом вдоль рифтовых глубинных разломов.
Группировка этой складчатости, по-видимому, обусловлена симметрично и ритмично
чередующимися складками скалывания в кристаллическом фундаменте при опускании
и инверсии палеорифта, а также возникающими при этом горизонтальными напряже¬
ниями в зонах унаследованных продольных (северо-западных) региональных разрывов.
Нисходящие движения по рифтовым разлбмам при "клавишнО-блоковом" характере
движений земной коры в рифтогене приводили на отдельных этапах к расформирова¬
нию возникших складок и образованию палеопрогибов.
На регрессивном этапе осадконакопления к ним приурочивались долины, русла и
дельты палеорек. Дорифтовые разломы.также оказали аналогичное влияние на харак¬
тер осадконакопления, на коробление осадочных слоев и ориентировку складок, боль¬
шей частью в той или иной мере расформированных наклонными прогибаниями терри¬
тории по рифтовым разломам. На ориентировку и формирование складчатости отложе¬
ний и прогибание территории оказали влияние концентрические комплексы (кольцевые
структуры). Для них характерны локальное растяжение земной коры над местными
очагами рифтинга, листризация земной коры, подвижки блоков по листрическим разло¬
мам, соляной тектогенез, развивающийся в наиболее опущенных блоках, формирова¬
ние антитетических разрывов и блоков, изменение литофациального состава отложе¬
ний в пределах структур III и IV порядков.
Среди структур III порядка выделяются впадины, возникающие над апикальной
частью аетенолитового диапира и в зонах краевых глубинных разломов; продольные
выступы, связанные с рифтовыми разломами, и поперечные - связанные с дорифто-
выми разломами, прогибы и выступы, приуроченные к кольцевым структурам. Среди
структур IV порядка выделяются прогибы, унаследованные от фундамента в зонах
рифтовых разломов и кольцевых структур; валы, антиклинали, слабовыраженные
структуры и палеовалы, связанные с Шрифтовыми разломами; седловины, связанные с
поперечными дорифтовыми разломами; вложенные прогибы, приуроченные к дуговым
разрывам кольцевых структур; компенсационные прогибы, связанные с оттоком соли,
соляные валы и штоки.
Выделенные конседиментационно разбивающиеся структуры оказали влияние на
характер осадконакопления глинисто-песчанистой толщи С\У2(22-20), на изменение ее
мощностей, литофациального состава, формирование мелкоамплитудных разрывов, ло¬
кальных и слабовыраженных структур, флексур, террас, дельтового комплекса осад¬
ков различного генезиса. Это привело к литологическому, стратиграфическому выкли¬
ниванию и тектоническому (разрывному) экранированию песчанистых горизонтов
[3-5]. ,
Во время накопления глинисто-песчанистой толщи макроритма СгГ2(22-20) Среб-
ненский прогиб представлял собой асимметричную чашу, простиравшуюся в северо-
западном направлении, с наиболее прогнутой частью между северным приосевым и
осевым разломами. Приподнятые части фиксируются на продольных и поперечных
выступах фундамента, в зонах развития соляных штоков, совпадающих с направле¬
нием дорифтовых разломов. С осевой частью прогиба связаны и наибольшие мощно¬
44
сти всего макроритма (до 500 м), ритмов Cj Г2(22-21) и Сл У2(20). На основании мето¬
дики седиментационного каротажного анализа установлено, что Сребненский прогиб во
время накопления песчаных отложений горизонтов В-21 и В-20/3 (по номенклатуре
ПГО "Черниговнефтегазгеология" - В-22, В-21 в) представлял собой авандельту с
веерообразно расходящимися дельтовыми протоками, в которых русловые фации
совпадали с участками максимальных мощностей горизонтов. Переход дельтовых
отложений в прибрежно-морские связан с зонами приосевых и осевого разломов,
кольцевых структур, а к континентальным — с зонами развития соляных штоков на
поперечных дорифтовых разломах и на продольных и поперечных выступах фунда¬
мента. Зона перехода фаций от авандельтовых к прибрежно-морским благоприятна
для отложений баровых песчаников (Бажковская, Андреяшевская и другие площади).
Так, наибольшие мощности горизонта В-21 (150 м) приурочены к центральной части
Сребненской кольцевой структуры между северным приосевым и осевым глубинными
рифтовыми разломами (рис. 2). Здесь горизонт состоит из четырех пластов песчаников
и алевролитов, разделенных аргиллитами. К обрамлениям Сребненского прогиба при¬
урочены песчано-глинистые отложения авандельты - продукты выноса реками значи¬
тельных масс обломочного материала, переработанного морскими течениями. Сток
предполагается с северо-запада со стороны Переволочнянско-Леляковского выступа
фундамента, где русловые фации мощностью 32 м зафиксированы в Охиньковской
скв. 1, Северо-Леляковской 360 и Озерянских 4,8 (160 м). Дельтовый ковш приурочен
к осевому глубинному разлому, а трамплином к нему служит дуговой разлом Сребнен¬
ской кольцевой структуры, где наблюдается перепад мощностей от 16 м в Озерянских
скважинах до 85-112 м в Янтарной скв. 367 и Горобиевской 360. Второй поток за¬
фиксирован со стороны Липоводолинского выступа (Бажковская скв. 316, Скоро-
богатьковская 5). Уменьшение мощностей горизонта связано с литологическим выкли¬
ниванием снизу пачек песчаников В-21/4 и В-21/3, либо с размывом в регрессивной
части ритма пластов В-21/2, В-21/1. Зоны фациальных замещений также связаны с
тектоническими элементами (вдоль южного приосевого разлома и его пересечения с
Ингулецко-Брянским близгмеридиональным разломом). На Белоусовско-Чернухинском
участке зона совпадает с дуговыми разломами кольцевой структуры. Баровые тела
мощностью 20-36 м (Софиевская скв. 5, Бережковская 3, 5,‘ Тутовая 1, 2) совпадают с
направлением близширотного Овручско-Лебединского разлома. Участки суши (Петро-
во-Роменский, Песочанский и другие соляные штоки, Богдановское солянокупольное
поднятие) связаны с Киевско-Гадячским разломом.
Таким образом, характерной особенностью осадконакопления горизонта В-21 сле¬
дует считать многообразие морфогенетических типов резервуаров, обусловленное
Сочетанием выклинивания коллекторов с разнообразными локальными структурнб-
тектоническими условиями. Изменение мощностей и литофациального состава гори¬
зонта связано с мелкоамплитудными подвижками по осевому, приосевым и поперечным
глубинным разломам и дуговым разломам кольцевых структур. '
Ритм С11/2(20), как и нижележащий, выстилает чашу Сребненского прогиба и пред¬
ставляет собой авандельтовый прибрежно-морской комплекс осадков, в котором
переслаиваются глинистые и пеечано-алевритистые отложения. Песчаные пачки
В-20/5, В-20/4, В-20/2, иногда В-20/1, разделены аргеллитами. Каждый горизонт имеет
свои особенности осадконакопления и распределения. Они являются отдельными
объектами изучения. Нижние горизонты В-20/5 и В-20/4 характеризуются линзообраз¬
ным распространением и представляют алевритистые прибрежно-морские осадки.
Горизонт В-20/3 [В-21 в по ЧНГГ] перекрывает, как дельтовые образования, цент¬
ральную часть Сребненского и других прогибов и выступы фундамента. Наибольшие
мощности осадков (до 100 м) размещаются в погруженных участках, уменьшаясь до
30 м на приподнятых блоках. Русловые потоки и распределение песчаного материала
приурочены к рифтовым и дорифтовым разломам. Горизонт не откладывался на соля¬
ных штоках и на некоторых приподнятых блоках (северные склоны Плисковского и
Талалаевского выступов). Глинисто-алевритистые осадки приморской равнины (болот-
45
ON
ные) прослежены на севере Липводолинского выступа, на склонах Логовиковского
штока и Богдановского поднятия. Закономерные связи распространения фаций с
тектоникой позволяют использовать их генезис как один из важнейших методов
палеотектонического анализа. Резкая смена мощностей на небольших участках и
многообразие форм песчаных тел свидетельствуют о наличии возможных, но еще не
открытых залежей УВ.
После небольшого погружения, характеризующегося вновь отложением морских
глинистых осадков, наступает фациально-регрессивная фаза, связанная с накоплением
горизонта В-20/2. Это в основном фации морского побережья и преимущественно
баровые образования.
Выклинивание в связи с размывом верхней части ритма наблюдается вдоль Леля-
ковско-Гнединцевского выступа, Киевско-Гадячского разлома и частично на Липо-
водолинском выступе (Андреяшевская, Васильевская площади вдоль северного при-
осевого разлома). Наибольшие мощности песчано-алевритистого горизонта скон¬
центрированы вдоль Ингулецко-Брянского глубинного разлома, на северо-восточном
обрамлении Песочанского штока. В западной части Сребненского прогиба он рас¬
пространен повсеместно. Стратиграфическое выклинивание этого горизонта можно
ожидать в зоне южного приосевого разлома (Озярянская, Гильцовско-Чернухинская
площади), а также в зоне Северного приосевого разлома (Андреяшевско-Васильевская
площадь). Горизонт В-20/1 (В-20в по ЧНГГ) сохранился в наиболее погруженной части
Сребненского прогиба (Краснозаводская, ЗорьковскаягБажковская, Белоусовская
площади), отсутствуя на приподнятых участках (Песковская, Свиридовская, Скоробо-
гатьковская площади). Этот горизонт характеризуется различными фациальными
условиями образования от морского края дельты до русловых.
В целом можно констатировать, что авандельтовый песчано-глинистый комплекс * 1Рис. 2. Схема палеогеоморфологических условий осадконакопления продуктивного горизонта В-21 в цент¬
ральной части ДДВ (А)
1 - изолинии мощностей продуктивного горизонта В-21,2 - границы палеогеоморфологических областей
осадконакопления; 3 - участки суши. Области распространения: 4 - глинисто-алевролитистых осадков при¬
морской равнины, 5 - песчаников прибрежных валов, 6 - глинисто-известковистых прибрежно-морских отло¬
жений, 7 - алевритистых осадков шельфа, 8 - глинистых осадков шельфа и открытого моря, 9 - песчано¬
глинистых отложений авандельты, 10 -песчаных отложений баров, II - песчано-глинистых отложений
"баровых пальцев"; 12 - направление русел палеорек, 13 - соляные штоки. Рифтовые разломы: 14 - При-
осевые рифтовые разломы: СП - северный приосевой, отделяющий с юго-запада продольные выступы
кристаллического фундамента (буквы в прямоугольниках): ПВ - Плисковский, ТВ - Талалаевский, ЛДВ-
Липоводолинский; ЮП - южный приосевой, отделяющий с северо-запада Леляковско-Гнединцевский (буквы
в прямоугольниках); ЛГВ - продольный выступ кристаллического фундамента; ПРВ - Переводочнянский
выступ кристаллического фундамента. 15 - ОР - осевой глубинный разлом, 16 - зоны поперечных дориф-
товых глубинных разломов: КГ, КГ' - Киевско-Гадячского, ИБ, ИБ' - Ингулецко-Брянского, ОЛ - Овруч-
ско-Лебединского, ВБ - Володарско-Бахмачского. 17- кольцевые структуры - участки локального растя¬
жения земной коры над местными очагами рифтинга, где в раннем карбоне образовались прогибы округлой
формы над наиболее приподнятой кровлей магматогенного диапира (буквы в квадратах): А - Сребненская,
Б - Белоусовская. 18 - локальные поднятия, слабовыраженные структуры, развивающиеся конседимента-
ционно и неотектонически активные (арабские цифры): 1 - Софиевская, 2 - Бережковская, 3 - Тутовая,
4 - Артюховская, 5 - Восточно-Петрушевская, 6 - Тростянецкая, 7 - Довгалевская, 8 -Жовтневая (Зимниц-
кая), 9 - Южно-Жовтневая, 10- Волошковская, 11 - Восточно-Волошковская, 12 - Южно-Шумекая, 13 -
Андреяшевская, 14 - Васильевская, 15 - Бажковская, 16 - Петрово-Роменский шток, 17 - Восточно-Ива-
ницкий шток, 18 - Савинковская, 19 - Хукаловская, 20 - Карпиловская, 21 - Галенковская, 22 - Анатольев-
ская, 23 - Зорьковская, 24 - Краснозаводская, 25 - Скоробогатьковская (Песочанский шток), 26 - Комму-
новская, 27 - Восточно-Коммуновская, 28 - Охиньковская, 29 - Северо-Леляковская, 30 - Озерянская,
31 - Луценковская, 32 - Свиридовская, 33 - Синяковщинская, 34 - Белоусовская, 55 - Богдановская,
36 - Восточно-Дорожная, 37 - Мехедовская, 38 - Восточно-Мехедовская, 39 - Гильцовская, 40 - Хейлов- ^
щинская, 41 - Чернухинекая, 412 - Поздняковский шток, 43 - Логовиковский шток, 44 - Северо-Яблу-
новская, 45 - Пестичевская, 46 - Южно-Пестическая, 47 - Яблуновская. 19— глубокие скважины и их
номера (цифры в кружках).
Б - Местоположение участка исследований в ДДВ. 1 - краевые разломы ДДВ, 2 - участок исследований
47
пород, который для горизонта В-21 (В-22) ограничен наиболее погруженной частью
Сребненского прогиба, вверх по разрезу занимает все большую площадь по латерали.
Уже по времени отложения горизонтов В-19 и В-18 дельтовые песчанистые русловые
и баровые отложения перекрывали весь Сребненский прогиб и прилегающие приборто-
вые части (продольные выступы по фундаменту и зоны краевых глубинных разломов).
Обмеление бассейна осадконакопления и огрубение материала проходило вверх по
разрезу. Смена фациальных условий фиксируется на локальных поднятиях, в пределах
неотектонически активных слабовыраженных структур. Это создает благоприятные
условия для формирования неантиклинальных и комбинированных ловушек УВ. Выде¬
ляются зональные участки, перспективные для поисков неантиклинальных и комби¬
нированных ловушек УВ.
Выделяется шесть перспективных зон. Первая зона охватывает территорию север¬
ного приосевого разлома. В ней происходит фациальное замещение авандельтовых
песчаных отложений морскими глинами для горизонта В-21 (В-22), накопление баровых
песчаников, в направлении которых фиксируется русловый поток, для горизонта
В-20/3 (В-21 в), с блюдцеобразными заливами, выполненными морскими глинистыми
осадками.
Вторая зона осевого глубинного разлома тектонически найболее активна и характе¬
ризуется сменой фаций русловых дельтовых потоков, ’’баровых пальцев" морскими
глинистыми разностями для горизонтов В-21, В-20/4, 5,, В-20/3, В-20/2.
В третьей зоне, приуроченной к южному приосевому разлому, перспективной пред¬
ставляется полоса фациальных замещений песчанистых баровых и авандельтовых
отложений В-21 вдоль Белоусовской, Мехе донской, Гильцовской площадей на склонах
Переволочнянского выступа кристаллического фундамента, смбна фаций глин, баров и
различных генетических типов авандельтового комплекса горизонта В-20/3 и выкли¬
нивание горизонтов В-20/4, 5 и В-20/2 в верхневизейских отложениях.
На основании комплексного анализа геолого-геофизической информации локали¬
зуется целый ряд перспективных участков в пределах региональных зон нефтегазо-
накопления. В первой зоне это Жовтневый, Южно-Жовтневый, Восточно-Волошков-
ский, Южно-Шумский, Москалевский и другие участки, где наблюдается литологиче¬
ское замещение и выклинивание песчаников горизонтов В-20/3, В-20/5 и В-21.
В зоне Осевого глубинного разлома перспективы связываются с протяженным
частично расформированным Савинковско-Хукаловским валом протяженностью свыше
20 км, где в выклинивающихся песчаниках авандельтового комплекса В-21 и В-20
в пределах слабых перегибов слоев могут аккумулироваться залежи УВ, что под¬
тверждено бурением скважины 361 Савинковской.
Аналогичные условия возможны на Карпиловской, Галенковской, Анатольевской
площадях.
В зоне южного приосевого глубинного разлома в русловых и прибрежно-баровых
отложениях макроритма C1Vr2(22-20) условия для аккумуляции УВ созданы на Во-
сточно-Коммуновской, Охиньковской и Северо-Леляковской площадях, где УВ могут
аккумулироваться в пределах одноименных палеоподнятий, экранированных также по
наклону слоев сбросами. Аналогичные палеоподнятия вырисовываются на Бубыр-
ковском блоке Озерянской складки.
Отдельного внимания заслуживает Восточно-Дорожное палеоподнятие, где линзо¬
видные песчаные горизонты в глинистых отложениях могут содержать залежи УВ.
В зоне Киевско-Гадячского глубинного разлома новые поисковые объекты в
фациально изменчивых горизонтах ритма CiVr2(22-21) локализуются в пределах Синя-
ковщинского, Гильцовского, Хейловщинского и Южно-Пестичевского участков.
С пятой зоной близширотного О вру чско-Лебединского разлома связываются наи¬
большие перспективы поиска нефти в пределах протяженного Тростянецко-Довгалеев-
ского малого пале овала, где нефть может аккумулироваться в линзовидных песчани¬
ках горизонтов В-21/3, В-20/5 на Довгалеевском, Восточно-Петрушевском и других
палеоподнятиях, что подтверждено бурением на Довгалеевской площади в 1995 г.
48
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Тектоника, особенности осадконакопления верхневизейской песчано-глинистой толщи Сребненского
прогиба и перспективы ее нефтегазоносности (Кол-в авторов). Киев, 1992. 56 с. (Препринт Ин-та геол.
наук АН Украины.)
2. Трофиму к Л.А., Карогодин ЮН. Теоретические и прикладные вопросы цикличности седиментогенеза //
Основные теоретические вопросы цикличности седиментогенеза (Материалы Всесоюзной конф.
15-17 апр. 1975 г. Новосибирск - М.: Наука, 1977. С. 9-33).
3. Геология и нефтегазоносность Днепровско-Донецкой впадины. Глубинное строение и геотектоническое
развитие (В.К. Гавриш, Г.Д. Забелло, Л.И. Рабчун и др.). Киев: Наук, думка, 1989. 208 с.
4. Геология и нефтегазоносность Днепровско-Донецкой впадины. Глубинные разломы и комбинированные
нефтегазоносные ловушки (В.К. Гавриш, А.И. Недршовенко, Л.Й. Рябчун и др.). / Отв. ред. В.К. Гав¬
риш. Киев: Наук, думка, 1991. 172 с.
5. Проничева М.В., Саввинкова Г.Н. Палеогеоморфологический анализ нефтегазоносных областей. М.:
Недра, 1980. 252 с.
Институт геологических наук
НАН Украины
Поступила в редакцию
20.08.95
РАLEOGEOMORPHOLOGIC CONDITIONS OF UPPER VISEAN SANDY-ARGILLACEOUS
ROCK MASS SEDIMENTATION IN THE CENTRAL PART OF DNIEPER-DONETS BASIN
AND PROSPECTS OF ITS OIL-AND-GAS RECOURSES
| A.I. NEDOSHOVENKO |, E.S. PETROVA, L.I. RYABCHOUN, T.V. GUSYNINA, L.P. LISCHENKO
Summary
Correlation between tectonic evolution of the central part of Dnieper-Donets basin and sedimentation features of the
regionally gas- and oil-bearing Upper Visean rock mass was analysed. The thickness, litho-facial composition of
deposits and paleolandforms have consistent features. It allows to localise the areas of non-anticlinal and combined
traps of hydrocarbons prospecting.
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
JV«1
январь-март
1999
НАУЧНЫЕ СООБЩЕНИЯ
УДК 551.435.13(470.57)
©1999 г. К.М. БЕРКОВИЧ, Л.В. ЗЛОТИНА, Л.А. ТУРЫКИН
СОВРЕМЕННЫЕ ВЕРТИКАЛЬНЫЕ ДЕФОРМАЦИИ РУСЛА р. БЕЛОЙ1
Значительные вертикальные русловые деформации малохарактерны для равнинных рек
в естественных условиях. Обычно они носят периодический характер и сосредоточиваются
на перекатах, которые испытывают в течение года существенные колебания отметок дна,
при этом в среднем за многолетний период отметки водной поверхности и дна реки не
меняются. В ряде случаев вертикальные деформации сопровождают резкие переформирова¬
ния излучин: при спрямлении (прорыве) излучин происходит размыв дна на значительном
расстоянии выше места прорыва, при этом ниже по течению может происходить временное
отложение наносов и повышение отметок дна. По прошествии некоторого времени отметки
дна восстанавливаются. Периодичность таких деформаций составляет десятки и сотни лет.
Интенсивные переформирования продольных профилей нередко характерны для рек, русла
которых находятся под тяжелым антропогенным прессом [1, 2].
Река Белая относится к крупным рекам востока Русской равнины, бассейн и русло
которых на протяжении десятилетий подвержены интенсивной антропогенной нагрузке,
которая привела к изменениям гидрологического режима, морфологии русла и русловых
процессов. В низовьях река находится в зоне подпора Нижнекамского водохранилища, в
верховьях река и ее притоки зарегулированы многочисленными плотинами. В настоящее
время таких плотин насчитывается более 30. Самое крупное в бассейне водохранилище
объемом 1,4 км3 образует Павловская плотина на р. Уфе. Для бассейна характерно
развитие орошаемого земледелия, высоки показатели водопотребления и водоотведения в
связи с развитием водоемких отраслей промышленности [3]. Интенсивная эрозия почв
развивалась, очевидно, с XVI в. - со времени вырубки лесов и распашки территории водо¬
сборного бассейна. Эрозия почв способствует сравнительно высокой мутности малых рек и
аккумуляции наносов в их долинах. Но на крупных реках (Уфе и Белой) усиление акку¬
мулятивных процессов практически не сказалось. Их мутность находится в пределах
зональных значений: в Стерлитамаке за период 1939-1980 гг. - 160 г/м3, в Уфе и Бирске -
около 100 г/м3. В нижнем течении реки - между Уфой и Бирском - особенно велика прямая
антропогенная нагрузка на русло: добыча нерудных строительных материалов и дноуглуби¬
тельные путевые работы. На этом участке реки продольный профиль за последние 50 лет
претерпел существенные изменения.
Бассейн реки характеризуется сложным сочетанием физико-географических условий,
определяющих водный режим рек, особенности формирования стока наносов и переформи¬
рований русла. В ландшафтном отношении бассейн Белой приурочен большей частью к
лесостепям высокого Заволжья, верховья реки располагаются в отрогах южного Урала.
Заселенность большей части бассейна не превышает 30%. Долина нижней Белой врезана в
породы верхней перми, которые местами обнажаются в уступах коренных берегов. Глубина
долины составляет 110-150 м. Ширина долины достигает 19 км, в среднем составляя 5-6 км.
Примерно половину ширины долины занимает пойма и русло реки. Надпойменные террасы
3 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проекты 97-05-64454, 98-05-64418).
50
распространены преимущественно на левобережье, они сложены песками, глинами и
галечниками и местами подмываются рекой. Пойма реки чаще всего односторонняя, реже
двусторонняя. Высота поймы составляет 2-7 м над меженным уровнем воды. Рельеф
поверхности поймы преимущественно ложбинно-грядовой.
Река Белая отличается значительной водностью. Средний многолетний расход воды
составляет 840 м3/с. Ее режим характеризуется высоким весенним половодьем и низкой
летней и зимней меженью. Средний подъем уровней в половодье - 6,5 м. Средний
многолетний расход в половодье составляет 6100-6400 м3/м.'Объем среднего годового стока
в Уфе - 23,4 км3. Более 60% стока проходит в весенний период - с апреля по июнь. К Бирску
водность реки увеличивается незначительно, менее чем на 10%. Достаточно большой ряд
сетевых наблюдений позволяет проследить многолетние колебания водности реки. Период
повышенной водности продолжался с конца XIX в. по 1930 г., затем наступил период пони¬
женной водности, на фоне этих крупномасштабных колебаний водности прослеживаются
циклы продолжительностью - 5-10 лет.
Кривая руслоформирующих расходов воды, построенная по методике Н.И. Маккавеева
[4] для гидропоста Уфа, обнаруживает три максимума. Все они имеют низкую обеспечен¬
ность. Нижний пик кривой приходится на расход воды 4400 м3/с (обеспеченность 4%), соот¬
ветствующий максимальному расходу половодья в средний по водности год и проходящий
ниже бровок пойменных берегов. Другие максимумы кривой приходятся на расходы 7600 и
10000 м3/с обеспеченностью 1,3 и 0,4%.
Средняя мутность потока р. Белой составляет около 100 г/м3, а годовой сток взвешенных
наносов не превышает 2300-2700 тыс. т. БолСе 90% стока взвешенных наносов обычно про¬
ходит в весенне-летний период (с апреля по июнь). Одним из важнейших условий развития
русловых деформаций является сток руслообразующих наносов, которые слагают формы
руслового рельефа: перекаты, побочни, осередки, гряды. Наиболее крупные из них пере¬
носятся в форме влекомых наносов - сальтацией или перекатыванием по дну. Часть
руслообразующих наносов переносится во взвешенном состоянии от одной русловой формы
к другой. Анализ гранулометрического состава проб наносов и донных отложений показал,
что к руслообразующим относятся наносы крупнее 0,1 мм. Для определения стока русло¬
образующих наносов был выполнен анализ данных сетевых наблюдений за стоком взвешен¬
ных наносов по гидрологическим постам Уфа и Бирск, а также выполнены измерения
параметров донных гряд на участках детальных полевых работ. По материалам сетевых
наблюдений, содержащих данные о мутности и гранулометрическом составе, была опреде¬
лена доля мутности, относящаяся к руслообразующим наносам, и получена зависимость
расхода /?р руслообразующих взвешенных наносов от расхода воды:
яР = Ш’\
где к - равен 1,61 для Уфы и 1,79 для Бирска, п - равен 1,47. Обычно в составе взвешенных
находится около 7% наносов, относящихся к руслообразующим, хотя их доля может дохо¬
дить в половодье до 30%. Годовой сток взвешенных руслообразующих наносов составляет
140-150 тыс. т. Влекомые руслообразующие наносы перемещаются в форме донных гряд.
Размеры гряд и скорость их движения меняются в течение года, общий сток руслообра¬
зующих наносов составляет 160-230 тыс. т в год. В сумме поток р. Белой переносит за год
до 380 тыс. т, или в объемном выражении 200 тыс. км3 наносов, которые участвуют в
переформированиях руслового рельефа.
Река описывает несколько макроизлучин, опирающихся на уступы коренных берегов и
надпойменных террас, их шаг и стрела прогиба составляют 5-6 км. В пределах макро¬
излучин русло представлено чередованием меандрирующих и прямолинейных участков,
последние приурочены к отрезкам, где русло проходит вдоль коренных берегов и занимают
более 30% длины изученного участка реки. Сложный морфологический план русла является
причиной высокого коэффициента извилистости русла, равного 3. В целом преобладают
свободные условия развития русловых деформаций, хотя местами встречаются адаптиро¬
ванные и вынужденные излучины. Уклон реки сравнительно невелик, в среднем на участке
Уфа-Бирск он составляет 0,05-0,07%о, хотя на некоторых участках он достигает в межень
0,12%о. Средняя крупность донных отложений составляет 5,8 мм. Она колеблется согласно
анализу по 240 пробам от 0,3 до 30 мм. Средняя ширина русла составляет в межень 300-
310 м, а в пойменных бровках - 530 м. Эти цифры позволяют характеризовать русло нижней
Белой с точки зрения его стабильности: число Лохтина приближается к 100, коэффи¬
циент стабильности ЦИ. Маккавеева равен 30. Коэффициент Шильдса - В.М. Маккавеева
51
Таблица I
Средние годовые объемы добычи ПГС (тыс. м3)
Расстояние от
Уфы, км _
1983-1987 гг.
1988-1990 гг.
1991-1994 гг.
Среднее на 1 км
0-20
500 (
789
: 134
15,8
20-40
510
454
219
19,7
40-60
1 258
79,8
29,5
6,12
60-80
41,4 •
550
894
24,8
80-100
1938
466
606
50,2
120-140 •
6,47
1331
876
36,9
140-180
3,50
213
314
8,84
180-200
-
-
49,6
2,48 л
составляет 26, что безусловно указывает на то, что в межень русло является практически
недеформируемым2. В половодье устойчивость русла несколько снижается, но тем не менее
оно остается достаточно стабильным - коэффициент Н.И. Маккавеева для этих условий
составляет 9-10. Высокая стабильность русла подтверждается также большими величинами
руслоформирующих расходов воды.
На исследованном участке реки преобладают прямые нарушения русла, создаваемые
добычей песчано-гравийной смеси (ПГС) и дноуглубительными и выправительными путе¬
выми работами. Добыча ПГС - руслового аллювия - ведется на р. Белой с конца 40-х годов.
Об объемах изъятия материала из русла до середины 60-х гг.' трудно судить, данные об этом
отсутствуют. К 1965 г. добывалось уже около 1 млн. м3 грунта, в 1970 г. объем добычи уве¬
личился до 1,5 млн. м3, а в 1980 г. - до 3,5 млн. м3. Суммарный объем добычи ПГС на
участке от Уфы до Бирска за 1980-1994 ft. составил около 19 млн. м3*, среднегодовой объем
добычи составил 1,3 млн. м3. В 70-80 гг. большая часть ПГС добывалась в районе Уфы на
протяжении 40-50 км ниже водомерного поста. Еще в 1983 г. на этом участке было добыто
более 1500 тыс. м3 материала. Впоследствии объемы добычи на этом участке существенно
снизились, а затем добыча там прекратилась (1993-1994 гг.). В 80-е годы наибольшие
объемы добычи сосредоточились в 70-120 км от Уфы (табл. 1).
Следствием извлечения большого объема аллювиального материала из речного русла
явилось изменение формы поперечного сечения и уклона реки. Возникли глубокие плесо¬
вые лощины, нередко длиной до нескольких километров, глубина в них в межень достигает
10 м, а уклон падает практически до нуля. Путевые дноуглубительные и выправительные
работы имеют на р. Белой более чем полувековую историю. Первые выправительные
сооружения - полузапруды - были построены еще в 30-х гг. Пик их строительства
приходится на 60-70-е гг. Сейчас их насчитывается более 200, на некоторых перекатах
русло стрснено почти вдвое. Это в значительной мере поддерживало судоходные глубины
без производства дноуглубительных работ. Вместе с тем среднегодовой объем дноуглуби¬
тельных работ составлял в последние 10-15 лет около 12 тыс. м3 на 1 км русла. Наибольшие
объемы дноуглубления отмечались в 1980-1982 гг. в районе Уфы. В последние годы заметно
уменьшение объема дноуглубления на верхних 50 км и их рост на нижних 50-70 км участка
(табл, 2|. Нагрузка типа добычи аллювиального материала из русла вызывает специфиче¬
ские нарушения русла: прямые и косвенные. Первые связаны с искусственным изменением
формы поперечного сечения русла (ширины и глубины) в пределах участка добычи и его
уклона выше участка добычи. Косвенные нарушения выражаются в возникновении дефи¬
цита руслообразующих наносов ниже каждого участка добычи. Оба вида нарушений вызы¬
вают развитие эрозии - регрессивной выше карьеров и трансгрессивной ниже них. В усло¬
виях, когда карьерные выработки расположены изолированно друг от друга и последо¬
вательно по длине реки, возникает сложная картина реакции русла - зоны трансгрессивной
и регрессивной эрозии взаимно перекрываются.
Общий фон направленных деформаций продольного профиля реки выявляется при
анализе минимальных за период открытого русла уровней воды. Наиниэшие уровни воды
2 Число Лохтина: Л = d/H; коэффициент стабильности Н.И. Маккавеева; Кс = d/BI; коэффициент
Шильдса - В.М. Маккавеева; \j/ = d/hl, здесь с/ - диаметр донных наносов, Н - падение, м/км; h - глубина,
В - ширина русла, /- уклон.
52
Таблица 2
Распределение объемов дноуглубительных работ (тыс. м3)
Расстояние от Уфы, км
1980-1983 гг.
1984-1987 гг.
1991-1994 гг.
Среднее на 1 км
0-20
688,6
373,6
54,5
12,4
20-40
390,5
245,4
267,2
15,0
40-60
302,0
56,6
’ 54,2
6,88
/ 60-80
192,2
120,6
76,2
6,48
80-100
334,4
121,0
68,1
8,72
100-120
181,6
112,7
131,2
7,09
120-140
528,2
290,4
378,2
19,9
140-160
266,2 - ,
125,2
201,8
9,89
160-180
336,9
328,4
394,7
21,0
180-200
239,9
218,5
350,0
13,5
Таблица 3
Наинизшие уровни воды р. Белой
Год
г. Уфа
г. Бирск
Год
г. Уфа
г. Бирск г
1943
81,86
71,34
1975
80,43
. 69,93
1945
82,01
70,75
1982
80,17
70,04
1950
82,16
70,89
1985
80,55 .
70,48
1955
81,19
70,27
1989
80,47
70,45
1960
81,71
70,64
1990
80,83
70,79
1965
81,53
70,72
1995
80,43
70,41
1970
81,28-
70,64
достаточно хорошо характеризуют изменение отметок дна реки, так как сток в период
стояния таких уровней (обычно осенью) формируется в основном за счет грунтового
питания, хотя они зависят в известной мере также от метеорологических условий конк¬
ретного года. Из данных табл. 3 видно, что наиболее, устойчивая тенденция понижения
уровней воды прослеживается в Уфе. Уровни начали понижаться сначала 50-х гг., особенно
интенсивно это происходило в 70-е гг., когда они понизились более чем на 1 м, в 90-е гг.,
замедления темпов понижения уровней не обнаруживается. Понижение уровней под¬
тверждается анализом кривых связи расходов воды и уровней. Наибольшая величина пони¬
жения уровней относится к расходам воды менее 750 м3/с, в целом понизились уровни при
расходах до 4000 м3/с. Относительная величина посадки уровня (отношение отметки теку¬
щего года с отметки уровня 1942 г., т.е. до начала нагрузки) для Уфы определяется
зависимостью:
£_£-(),0004/
Достаточно устойчивая тенденция понижения уровней воды прослеживается также на
участке в 80-100 км ниже Уфы. В Бирске наинизшие уровни более стабильны, хотя тенден¬
ция их понижения прослеживается в 70-е' и начале 80-х гг. (примерно на 0,5 м). В даль¬
нейшем уровни повысились и достигли отметок 40^50-х гг. Таким образом, обнаруживается
существенная и быстрая трансформация продольного профиля реки. Этот процесс во
времени характеризовался определенными закономерностями. Как показывает сравнение
профилей водной поверхности, полученных повторными нивелировками при расходе воды
90%-ной обеспеченности, в период 1942-1965 гг. понижение минимальных уровней воды
сосредоточивалось на участке не более 20 км ниже Уфы. Ниже по течению, в 70-80 км,
отмечалось небольшое - до 0,2 м - повышение уровней, очевидно связанное с аккумуляцией
здесь наносов. В период 1965-1982 гг. понижение водной поверхности распространилось на
90-100 км ниже Уфы. Вместе с тем, в 1988-1995 гг. отмечается рост уровней ниже по
течению в районах с. Кушнаренково (120-140 км). Это согласуется с уменьщением объема
дноуглубительных работ на первом из рассмотренных отрезков и их увеличением - на
втором. '
53
Рис. 1. Продольные профили водной поверхности и дна р. Белой
Профили водной поверхности: 1 - в 1979 г., 2 - в 1995 г. Профили дна: 3 - в 1979 г., 4 - в 1995 г.
Характер деформаций продольного профиля ярко виден при сравнении данных ниве¬
лировок и промеров русла в 1979 и 1995 гг. Нивелировка и промеры 1979 г. выполнены
Бельским районом водных путей, данные за 1995 г. получены при полевых работах МГУ. В
обоих случаях промеры выполнены по методике, принятой в водно-технических изыска¬
ниях, в .масштабах 1:5000 и 1:10000. Нивелировки привязаны к одним и тем же реперам,
имеющим абсолютные отметки, и к одному и тому же расходу (проектному) воды. За этот
почти 20-летний период обнаруживается значительное понижение водной поверхности на
участке длиной 90 км ниже Уфы (рис. 1). Среднее понижение отметок водной поверхности
составляет здесь 0,6 м. Одновременно на участке 100-140 км отмечено повышение отметок
водной поверхности в среднем на 0,4 м. Изменение отметок водной поверхности по длине
(рис. 2) описывается зависимостью:
АЯ/ = 0,0095L - 0,97,
где L - расстояние от Уфы, км. Понижение отметок водной поверхности уместно связать с
изменением отметок дна реки, которое произошло в результате изъятия аллювия и
развития глубинной эрозии. Среднее понижение отметок дна составляет 1,4 м. Закономер¬
ного распределения изменений отметок дна по длине реки не наблюдается из-за того, что
весь рассматриваемый период проводилась добыча аллювия. Если удалить из расчета пони¬
жения отметок, обязанные крупным разработкам песчано-гравийного материала (где оно
местами превышает 3 м), то средний слой материала, удаленного эрозией, составляет около
1 м. Связь между изменением отметок дна реки и водной поверхности прослеживается
только на уровне тенденции. Характерно, что на участке 100-140 км отметки дна выросли в
среднем на 0,65 м, что соответствует отложению примерно 7,8 млн. м3 аллювиального
материала.
Форма продольного профиля водной поверхности за 1979-1995 гг. практически не изме¬
нилась, она описывается линейной зависимостью с высокими коэффициентами корреляции
(R2 = 0,99). В то же время при сохранении общей формы продольного профиля дна реки
коэффициент корреляции отметок дна по длине резко уменьшился - с 0,87 до 0,78, что
свидетельствует об увеличении неравномерности распределения глубин. Если рассматри¬
вать весь участок Уфа - Бирск, то средняя максимальная глубина за период 1979-1995 гг.
изменилась несущественно - на 0,3 м, однако внутри этого участка обнаруживаются суще¬
ственные различия. Так, на отрезке от Уфы до 77 км средняя максимальная глубина
увеличилась на 0,5 м, на отрезке 77-139 км глубина выросла на 0,7 м, наконец, между 140 и
54
Рис. 2. График изменения отметок водной поверхности и дна р. Белой по длине участка нйже г. Уфы за
1979-1995 гг.
/ - изменения отметок меженного уровня воды, м, 2 - изменение отметок дна, м
200 км - только на 0,2 м. На первом из этих участков до 1989-90 гг. проводилась добыча
аллювия, на втором она продолжалась до 1995 г., на третьем добычи не велось. Наибольшее
увеличение средней максимальной глубины отмечено в районе 94-106 км от Уфы, где она
выросла на 1,3 м. Здесь заметно изменилась плотность распределения глубин. Обычно на
участках с малоизмененной глубиной максимальная плотность приходится на глубины
около 2,5 м, практически повсеместно доля этих глубин уменьшилась в пользу увеличения
доли глубин около 3 м, в/го же время на отрезке от Уфы до 77 км заметно выросла доля
глубин 4,5-5,5 м, между 77 и 94 км выросла доля глубин 7-7,5 м, а в районе 94-106 км -
глубин 5-5,5 м и 8 м. Это указывает на то, что на двух последних отрезках существенную
роль в морфометрии русла играют карьерные выемки, в то время, как на остальных
отрезках изменения морфометрических характеристик (глубины) связаны с эрозией.
Подсчеты показывают, что объем материала, удаленного с участка, где прослеживается
понижение водной поверхности, составляет за 1979-1995 гг. не менее 26,5 млн. м3, при этом
объем добычи песчано-гравийного аллювия составил около 18 млн. м3, таким образом, на
долю эрозии приходится более 8 млн. м3 материала, большая часть которого отложена
ниже участка добычи. Учитывая, что объем стока руслообразующих наносов составляет
около 200 тыс. м3 в год, можно подсчитать, что за период 1979-1995 гг. на участок посту¬
пило.3,2 млн. м3 наносов, что составляет только 12% удаленного материала. Столь низкая
величина стока наносов является, вероятно, причиной того, что понижение уровней воды
носит незатухающий характер, так как занесение карьерных выемок протекает крайне
медленно. Полное восстановление продольного профиля реки может произойти более чем
через столетие после прекращения добычи песчано-гравийной смеси из русла.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Беркович К.М. Современная трансформация продольного профиля верхней Оки // Геоморфология. 1993.
№ 3. С. 43-49.
2. Simon A. Adjustment and recovery of unstable alluvial channels: intesification and approaches for engineering
management // Earth surface processes and forms. 1995. V. 20. P. 611-628.
55
3. Гареев AM. Оптимальное планирование водоохранных мероприятий в бассейне реки. Уфа: Изд-во Башк.
пед. ин-та, 1989. 83 с.
4. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 249 с. ■
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Г еографический факультет 10.11.97
RECENT VERTICAL DEFORMATIONS OF BELAYA RIVER CHANNEL
K.M. BERKOVITCH, L.V. ZLOTINA, L.A TURYKIN
Summary
The reformations of longitudinal profile of Belaya River are under consideration. Those are caused by mining
operation of the gravel-sandy mix - river channel alluvium - during decades. Transformations of profile are represented
by decreasing of stream surface and bottom elevations and by changing of channel depths distribution. The quantitative
characteristic s^are given, which help to evaluate the velocity of transformations and to forecast its future run.
УДК 551.435.36(262.81)
© 1999 г. В.И. ИГНАТОВ, С.А. ОГОРОДОВ, Г.А. САФЬЯНОВ
ОСОБЕННОСТИ МОРФОДИНАМИКИ АККУМУЛЯТИВНЫХ БЕРЕГОВ
КАСПИЙСКОГО МОРЯ НА СОВРЕМЕННОМ ЭТАПЕ
Проблема колебаний уровня Каспийского моря существовала всегда, но особенно острой
она стала за два последних десятилетия. В палеовремени за период 10 тыс. лет положение
уровня изменялось более чем на 25 м по амплитуде, а в исторический период за последние
3 тыс, лет зафиксированы колебания уровня на 15 м. Средний сверхвековой уровень, по рас¬
четам Р.К. Клиге [1], близок к отметке - 25 м абс. По некоторым существующим вероят¬
ностным прогнозам, к этому положению уровень Каспия будет стремиться и в будущем.
Наиболее достоверные данные по уровню Каспия получены за инструментальный период
наблюдений с 1830 г. по настоящее время. Эти материалы свидетельствуют, что в изме¬
нении уровня наблюдалось несколько характерных циклов. С 1830 по 1882 гг. (более
50 лет) сохранялось относительно стабильное положение уровня на отметках -25-26 м абс.,
а затем начинается длительный спад вплоть до 1977 г. на 3 метра ,(-29,02 м абс.). Понижение
уровня сопровождалось осушением широкой полосы прибрежной зоны и интенсивным
использованием освободившихся из-под моря земель под городскоё и промышленное
строительство. Существовавшие в этот период вероятностные прогнозы успокаивали об¬
щественное мнение и планирующие органы, обнадеживая их перспективами дальнейшего
понижения. Однако в 1978 г. процесс понижения уровня сменился неожиданным для многих
подъемом.
Последние' два десятилетия развитие берегов Каспийского моря проходило на фоне
экстраординарного повышения уровня моря [2]. Резкий подъем уровня привел к зато¬
плению и подтоплению берегов, к'их размыву и разрушению объектов гражданского и
промышленного строительства. Огромный ущерб, наносимый народному хозяйству приб¬
режной полосы в связи с быстрым подъемом уровня, требует разработки комплекса
берегозащитных мероприятий и определяет необходимость исследований прйродных
процессов, вызванных современной трансгрессией. С 1978 по 1997 годы уровень повысился
на 2,5 м (рис. 1). Средняя скорость трансгрессии составила 10-15 см в год (рис. 2). Особый
интерес представляет динамика и морфология берегов, сложенных рыхлыми отложениями,
так как именно они подвергаются наибольшей перестройке. Динамику берегов в условиях
повышения уровня моря достаточно хорошо описывает "правило Брууна-Зенковича" [3—5] и
его последующие модификации [6-8 и др.].
Применительно к Каспийскому морю реакция берегов на возможное повышение уровня
была сформулирована еще в 1949 г. О.К. Леонтьевым [9]. По его представлениям, повы-
56
Рис. /, Среднемесячные колебания уровня Каспийского моря 1985-1997 гг. (пост Махачкала),
см. отн. - 28 м, абс
Рис. 2 Рис. 3
Рис. 2. Годовые приращения уровня Каспия 1985-1997 гг., см
Рис. 3. Повторяемость (%) направлений ветра на район Махачкалы за 1936-1962 гг. (7); 1977-
1990 гг. (2), но Сафьянову Г.А. и др. [2]
шение уровня моря приводит к увеличению глубины над подводным склоном. В связи с этим
образующийся при разрушении волн у берега прибойный поток оказывается мощнее, чем
при прежнем, более низком стоянии уровня. В результате происходит размыв пляжа на
аккумулятивных берегах. Продукты размыва сносятся вниз по склону и, отлагаясь на
подводном склоне, обусловливают уменьшение глубины. При неизменном ветроволновом
режиме этот процесс идет до тех пор, пока за счет размыйа не будет восстановлен профиль,
подобный исходному, но сдвинутый относительно его в сторону суши. Исключение
составляют очень отмелые берега, при затоплении здесь размыва не происходит, так как
подводный склон оказывается чрезвычайно, отлогим и широким, и энергия волн полностью
или почти полностью рассеивается при прохождении их над этим широким мелководь¬
ем [10]. t
Сравнительный анализ ветроволнового режима за регрессивный период 1936-1962 гг. и
за трансгрессивный 1977-1990 гг. показывает [11], что на протяжении этих циклов
преобладало СЗ-ЮЗ направление ветров (рис. 3) и волнения с высотой волны до 3 м.
Незначительное отклонение наблюдается в. период подъема уровня моря по сравнению с
регрессивным этапом. За это время произошла смена азимута вектора волноэнергети¬
ческой равнодействующей с 311 до 302°, т.е. увеличился угол подхода волн к берегу. •
Однако, несмотря на относительное усиление волнового воздействия на берег, параметры
волны практически не изменились и, следовательно, профиль подводного склона сохранил
свои черты. 4
Начавшаяся на Каспии трансгрессия внесла заметные коррективы в схему, пред¬
ложенную О.К. Леонтьевым. Главное отличие - это почти повсеместное развитие берегов
57'
Рис. 5. Повторные профили подводного берегового склона. Створ УНС МГУ "Турали-7"
лагунного типа, образовавшихся в достаточно широком диапазоне крутизны подводного
склона (tga от 0,0005 до 0,01) [12, 13 и др.]. В большинстве случаев формирование таких
берегов произошло в результате подтопления берегового вала (пляжа полного профиля),
сформировавшегося у нового уреза. Параметры этого вала и крупность мате¬
риала, слагающего его, заметно больше, чем были при стабильном уровне или его падении.
Лагуна отделила береговой вал от основного берега. Размыв, который имеет место
согласно правилу Брууна-Зенковича, на лагунных берегах Каспийского моря проявляется
слабо. Значительная часть пляжеобразующего материала не перемещается вниз по
подводному склону, а перебрасывается через бар. Вниз по профилю устремляются лишь*
тонкозернистые отложения лагун и некоторых участков регрессивной террасы, на которые
наползает береговой вал. Как следствие перемещения берегового вала в сторону суши, н*а
некотором расстоянии от уреза на глубине 0,4-1,0 м можно встретить остатки тростника и
лагунный ил, перекрытый лишь тонким слоем песчаных отложений.
Для объяснения столь широкого распространения в ходе трансгрессии Каспия берегов
лагунного типа можно выделить ряд причин. Трансгрессия пришла на субгоризонтальную
поверхность морской аккумуляции, сформированную в ходе предыдущей регрессии,
длившейся 50 лет, с 1927 по 1977 гг. [14, 15]. Уклон такой террасы часто меньше уклона
подводного берегового склона (Турали-6). Продвижение берегового бара в сторону суши
происходит в соответствии с уклоном подводного склона(Г = X/tga, где Y - величина
отступания береговой линии; X - величина повышения уровня моря; tga - уклон подводного
берегового склона). Об этом свидетельствуют многочисленные натурные наблюдения на
Каспийском море и, в частности, повторное профилирование береговой зоны (рис. 4, 5).
Скорость затопления лагуной прибрежной суши обратно пропорциональна уклону
прибрежного участка. Поэтому в условиях трансгрессии на таких берегах наблюдается
расширение и углубление лагуны (рис. 4, 6). Увеличение площади лагуны возможно до тех
пор, пока уклон прибрежной суши не превысит уклон подводного склона. Например, в ходе
последней трансгрессии площадь, ширина и глубина лагуны на полигоне в районе учебно¬
научной станции МГУ "Турали-7" увеличивалась с 1981 по 1994 гг. (рис. 4, 6). С 1995 г.
площадь лагуны сокращается, так как уклон затопляемой лагунной территории увеличился.
В целом, лагунные берега, образующиеся при превышении уклона подводного склона над
уклоном затопляемой суши, наиболее стабильны как тип.
Другая, не менее важная причина образования лагунных берегов - инерцион¬
ное запаздывание перестройки профиля подводного склона в условиях экстраординарных
58
Рис. 6. Изменение ширины и глубины лагуны 1985-1997 гг. (УНС МГУ "Турали-
7"). 1 - глубины лагуны, см; 2 - годовые приращения уровня Каспийского моря,
см; 3 - ширина лагуны, м
скоростей трансгрессии. Если образование берегов лагунного типа при превышении уклона
подводного склона над уклоном прилегающей суши теоретически оправдано, то как
объяснить развитие лагунного берега на участках, где уклон прилегающей суши сопоставим
с уклоном подводного склона^ а в ряде случаев и несколько превышает его (Манас, о-в
Тюлений (рис. 7), Турали-7 - турбаза "Грознефть"). Этот вопрос упирается в проблему
степени выработки равновесного профиля. Вместе с повышением уровня моря профиль
подводного склона должен перестраиваться применительно к новым гидродинамическим
условиям^ В идеале форма профиля будет стремиться к состоянию, характерному до
повышения уровня, только сам профиль выдвинется в сторону суши. Общая особенность
значительной части берегов Каспийского моря - отмелый подводный береговой склон
(ПБС) (tga < 0,01). При таких уклонах велики потери волновой энергии на подводном
склоне и, как следствие, энергии волн недостаточно для перестройки профиля до нового
равновесного состояния в условиях столь высоких скоростей трансгрессии. Кроме того,
наиболее сильные штормы приходятся на Каспии на период сезонного спада уровня.
Диапазон малых уклонов подводного склона как раз характерен для лагунных берегов.
Перестройка профиля, а значит и продвижение берегового вала в сторону суши при
высоких скоростях трансгресии здесь запаздывает по отношению к ходу уровня. С каждым
годом суммарная величина пути, на который должен был бы продвинуться береговой вал,
увеличивается. Это приводит к постепенному подтоплению вала, образуется лагуна,
сначала эфемерная, затем и более стабильная. Конечно, такие лагуны менее стабильны по
сравнению с лагунами, образовавшимися при условии превышения уклона подводного
склона над уклоном прилегающей суши. Эффект инерционного запаздывания отступания
береговой линии имеет место на всех лагунных берегах Каспия при разных соотношениях
уклонов. В случае стабилизации уровня на подобных берегах процесс выработки профиля
равновесия будет некоторое время продолжаться, следовательно, бар продолжит свое
движение в сторону берега. Перестройка профиля будет продолжаться до тех пор, пока он
не достигнет равновесного состояния, характерного для стабильного уровня. Лагуна,
напротив, будет сокращаться, а на берегах, где уклон подводного склона меньше уклона
прилегающей суши, и совсем исчезнет, создадутся предпосылки для формирования берега
абразионного типа. И именно эффектом инерционного запаздывания перестройки профиля
подводного склона можно объяснить столь широкое распространение лагунных берегов, а
не берегов размыва. При меньших скоростях подъема уровня, с одной стороны, и при
больших уклонах ПБС - с другой, перестройка профиля идет непосредственно вслед за
повышением уровня моря (рис. 8). В случае стабилизации уровня период релаксации
профиля подводного склона [16] должен быть тем дольше, чем ниже уклон ПБС. В данном
контексте под термином период релаксации подразумевается количество лет с типичным
59
Puc. 8. График зависимости эффекта инерционного запаздывания перестройки профиля
от уклона подводного берегового склона и скорости трансгрессии
/ - запаздывание перестройки профиля подводного берегового склона; 2 - вос¬
становление проф|иля равновесия непосредственно в ходе трансгрессии
для данной местности набором штормовых обстановок, требуемое для полного
восстановления равновесного профиля.
В основу доказательств вышеизложенного легли наши многолетние полевые наблюдения
на Дагестанском побережье Каспийского моря и, в частности, исследования последних лет
(1994-1997 гг.). Особый интерес представляют ежегодные наблюдения, проводимые на
стационаре в створе УНС МГУ "Турали-7". Здесь в ходе трансгрессии сформировался берег
лагунного типа (рис. 4). Проанализируем соответствие годичной динамики береговой линии
колебаниям уровня моря в период с 1985 по 1997 гг. (рис. 4, 5, 9). Этот период харак¬
теризуется интенсивным повышением уровня моря: положительные приращения от 10 до
30 ом в год (рис. 1, 2). На фоне лет с положительными приращениями уровня особо
выделяются 1989 и 1996 годы, когда уровень моря падал на 5 и 30 см соответственно.
Береговая линия весь этот период отступала в сторону суши со скоростью от 10-15 м в год
(1985-1987) до 50 м в год (19,95), и только в 1996 г. было отмечено продвижение берега в
сторону моря на 16-17 м, береговая линия отступила на 28-30 м, что практически не
отличается от предыдущих и последующих лет и соответствует средней скорости
отступания береговой линии для этого периода. Отступание берега не прекратилось,
несмотря на некоторое понижение уровня, хотя согласно общепринятой теории береговая
линия должна была несколько выдвинуться к морю [9]. Этот факт хорошо объясняется
лишь эффектом инерционного запаздывания отступания береговой линии в период
экстремально высоких скоростей повышения уровня моря. Вероятно, в предыдущие годы
перестройка профиля ПБС запаздывала по отношению к ходу трансгрессии, поэтому в
1989 г. берег продолжал развиваться по трансгрессивному типу. С июня 1995 г. по январь
1997 г. уровень моря упал на 75 см, такое падение должно было привести к более чем 100-
' метровому приращению суши, однако эта величина не превысила 15-20 м. К августу 1997 г.,
когда уровень повысился на 40 см, от полосы аккумуляции не осталось и следа, хотя
величина повышения уровня для этого отрезка наблюдений оказалась вдвое меньше
величины предшествующего падения. Налицо то обстоятельство, что несмотря на
совокупное понижение уровня за период с августа 1995 г., берег продолжал развиваться по
трансгрессивному типу. Кроме того, следует отметить, что в отдельные годы (1990, 1993,
1995) реальное отступание береговой линии превысило теоретически возможное при
данных приращениях уровня моря (рис. 9). В годы малых приращений уровня береговая
система частично компенсирует запаздывание перестройки профиля, накопившееся в годы с
высокими приращениями.
Визуальные маршрутные наблюдения 1995 и 1997 гг. на участке мыс Турали - Манас по¬
казали полное соответствие ситуации наблюдаемой в Турали-7. На участке берега в районе
турбаза "Грознефть" - п. Турали-5 (tgOc — 0,003-0,004) было отмечено заметное расширение
берегового бара, но характер его поверхности позволил с уверенностью утверждать, что
расширение прошло за счет падения уровня в крайне мелководной здесь лагуне, а не за счет
аккумуляции материала на урезе моря. За последние два года, как следствие некоторого
снижения уровня, отмечена активизация эолового рельефообразования. На наиболее
высоких частях бара сформировались "холмики-косы" и эмбриональные микродюны
высотой до 0,4 м и длиной до 1,5 м. Отмечено зарастание бара растениями, возраст которых
1-2 года. Можно полагать, что за этот период не происходило переплескивание воды через
бар в результате критических волнений и нагонов. Йо, несмотря на снижение уровня и
благоприятный ветроволновой режим, заметной аккумуляции на морском урезе бара не
60
Рис. 9. Динамика берегов Каспийского моря 1985-1997 гг. (УНС МГУ "Турали-7"):
1 - колебания уровня, см. отн. "Каспийского нуля" (-28,0 м, абс.); 2 - теоретически возможное отступание
береговой линии, м; 3 - фактическое отступание береговой линии, м
произошло, а, напротив, продолжилась перестройка профиля в соответствии с предшест¬
вующим повышением уровня (рис. 4). Не отмечено каких-либо заметных перемещений
береговой линии на участке турбаза "Грознефть" - Манас (tga ~ 0,005). Эфемерные лагуны
здесь местами пересохли в результате общего за два года снижения уровня.
В районах с большими уклонами (г. Каспийск - пансионат "Дагестан", бывшие рыбо-
промыслы Караман, п. Редукторный - tga ~ 0,007-0,012), где в ходе трансгрессии разви¬
вались абразионные и абразионно-аккумулятивные берега, ситуация несколько иная. Здесь
в период с июня 1995 по август 1997 года отмечено затухание абразионных процессов. У
оснований береговых уступов вследствие преобладания склоновых процессов сформирова¬
лись шлейфы высотой до 2-3 м. Пляжи под уступами несколько расширились, береговая
линия выдвинулась в сторону моря на 3-7 м. Этот факт свидетельствует о том, что в период
предшествовавших положительных приращений уровня (рис. 2, 8) перестройка профиля
подводного берегового склона до равновесного состояния (или близкого к равновесному) в
целом ’’успевала" за ходом трансгрессии. Поэтому берег в настоящее время так быстро
среагировал на замедление трансгрессии и сменил знак приращения береговой линии.
Совершенно обратная ситуация наблюдается на крайне отмелых берегах (о-в Чечень, о-в
Тюлений - tga - 0,001). Практически для всех типов берегов (аккумулятивные, лагунные,
абразионные) последние два года характерно отступание береговой линии, как и в
предшествующие годы с положительными приращениями уровня. Об этом говорит широкое
распространение свежих микроклифов высотой до 1 м, обилие корней и остатков наземных
растений на приурезовом мелководье. Отступание береговой линии подтверждают и опросы
местных жителей. Из предложенного обзора типичных для соответствующего уклона ПБС
ситуаций можно констатировать, что эффект инерционного запаздывания отступания
береговой линии тем заметнее, чем меньше уклон подводного склона и чем больше
скорость повышения уровня моря (рис. 8).
Еще одной немаловажной причиной формирования берегов лагунного типа являете^
увеличение крутизны приурезовой части подводного склона как в пространстве, так и во
времени. Приурезовая часть подводного склона есть непосредственное продолжение пляжа
полного профиля. Форма профиля системы пляж - подводный склон такова (рис. 4, 7), что
даже в случае пассивного подъема уровня (без смещения аккумулятивной формы) за
пляжем образуется лагуйа практически при любых соотношениях уклонов подводного
склона и прилегающей суши. Конечно, если пляж носит прислоненный характер, обра¬
зование лагуны невозможно. Рассмотрим, как изменится форма профиля приурезовой части
подводного склона при смене регрессивной фазы на трансгрессивную. Наблюдения в
трансгрессивный период показали практически повсеместное увеличение высоты, крутизны
и крупности осадков на наземных частях аккумулятивных форм по сравнению с рег¬
рессивным периодом [12]. Для объяснения этого факта можно предположить три
возможных причины: размыв более крупнозернистых отложений приморской террасы;
усиление штормовой активности в регионе (не наблюдается [11, 17]); и наконец, увеличение
крутизны приурезовой части подводного склона (рис. 4, 5). Повторное профилирование
участка лагунного берега показало рост уклона приурезовой части подводного склона в
период трансгрессии; в то же время уклон подводного склона в целом прдктически не
изменился. Увеличение крутизны приурезовой части подводного склона обусловлено
запаздыванием перестройки профиля при высоких скоростях повышения уровня моря. В
61
условиях столь отмелого побережья поперечная транспортировка крупнозернистого мате¬
риала» слагающего береговой вал» эффективно осуществляется лишь при переплескивании
прибойного потока через гребень вала. Вынос крупнозернистых частиц в сторону моря
затруднен вследствие заметной асимметрии прямых и обратных скоростей волнового
потока во время пляжеформирующих волнений [16]. Все это замедляет и затрудняет
перемещение бара в сторону суши и приводит к росту лагуны за ним в случае соот¬
ветствующего соотношения уклонов. Стабилизация уровня моря создает благоприятные
условия для становления профиля динамического равновесия. При этом должно наблю¬
даться некоторое уменьшение уклона приурезовой части подводного склона. Скорость
продвижения бара в сторону берега постепенно замедлится, а затем его положение
стабилизируется.
В заключение суммируем вышеизложенные положения. Развитие берегов Каспийского
моря» сложенных рыхлыми отложениями, в период экстремально высоких скоростей
трансгрессии определяется не только уклонами подводного берегового склона и соот¬
ношением уклонов ПБС с уклонами прилегающей суши. Не менее важным фактором
развития таких берегов является эффект инерционного запаздывания перестройки профиля
подводного берегового склона. Кроме того, отмечается увеличение крутизны приурезовой
части ПБС, как в пространстве, так и в ходе экстремальной трансгрессии. Последние два
фактора особенно отчетливо проявляются на берегах лагунного типа, имеющих
широчайшее распространение в настоящий период.
Отступание береговой линии в годы отрицательных приращений уровня (или его ста¬
билизации) и изменение формы профиля ПБС свидетельствуют о запаздывании пере¬
стройки профиля в ходе трансгрессии до равновесного состояния. Эффект инерционного
запаздывания перестройки профиля подводного берегового склона тем более существен,
чем выше скорость повышения уровня моря и чем меньше уклон ПБС.
В случае стабилизации уровня Каспийского моря,, развитие большей части берегов,
особенно отмелых, будет некоторое время продолжаться по трансгрессивному типу.
Отступание береговой линии будет иметь место до тех пор, пока не реализуется потенциал,
накопленный в период трансгрессии, и не восстановится равновесный профиль.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. КлигеР.К. Варианты прогнозов положения уровня Каспийского моря. Геоэкологические изменения при
колебаниях уровня Каспийского моря // Геоэкология Прикаспия. Вып. 1. М.: Изд-во МГУ, 1997.
С. 19-43. .
2. Сафьянов Г.А., Игнатов Е.И., Шипилова Л.М. Динамика береговой зоны // Геоэкологические
изменения при колебаниях уровня Каспийского моря. // Геоэкология Прикаспия. Вып. 1. М.: Изд-во
МГУ, 1997. С. 87-113.
3. Зенкович В.П. Выработка абразионного профиля в процессе повышения уровня моря //Докл.
АН СССР. 1948. Т. 63. № 27. С. 296-299.
4. Морская геоморфология: Терминологический справочник. Береговая зона: процессы; понятия, определе¬
ния. М.: Мысль, 1980. 280 с.
5. Впит Р. Sea level rise as a cause of shore erosion // J. Waterways and Harbour Division. 1962. V. 88.
P. 117-130.
6. Развитие морских берегов России и их изменения при возможном подъеме уровня Мирового океана. М.:
Изд-во МГУ, 1997. 305 с.
7. Впит Р. The Bruun Rule of erosion by sea level rise: A discussion large-scale two- and three-dimensional usage //
J. Coast. Res. 1988. V. 4. № 4. P. 627-648.
8. Cowell P.J., Roy P.S., Jones R.A. Simulation of large-scale coastal change using a morphological behaviour
medel // J. Mar. Geol. 1995. V. 126. P. 45-61.
9. Леонтьев О.К. Перестройка профиля аккумулятивного берега при понижении уровня моря // Докл.
АН СССР. 1949. Т. 66. № 3. С 377-379.
10. Леонтьев, О.К., Никифоров Л.Г., Сафьянов Г.А. Геоморфология морских берегов. М.: Изд-во МГУ,
1975.336 с.
11. Бадюкова Е.Н., Соловьева Г.Д., Спольникова Л.Н. Морфолитодинамика Дагестанского побережья
Каспийского моря // Вести, МГУ. Сер. 5. География. 1993. № 4. С. 56-64.
12. Игнатов Е.И., Каплин П.А.Г Лукьянова С.А. и др. Влияние современной трансгрессии Каспийского моря
на динамику его берегов // Геоморфология. 1992. № 1. С. 12-21.
13. Ignatov YJ., Kaplin РА., Lukyanova S.A., Solovieva G.D. Evolution of the Caspian Sea coasts under conditions
62
of sea-level rise: Model for coastal change under increasing "Greenhouse Effect" // J. Coast Res. V. 9. № 1.
P. 104-111.
14. Бадюкова E.H., Варущенко A.H., Соловьева Г.Д. Влияние колебаний уровня моря на развитие
береговой зоны // Вести. МГУ. Сер. 5. География. 1996. № 6. С. 83-89.
15. Рычагов Г.И., Никифоров Л.Г., Жиндарев Л.А. Развитие берегов Каспийского моря в условиях
современного повышения уровня // Вести. МГУ. Сер. 5. География. 1996. № 4. С. 51-59.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 06.01.98
MORPHODYNAMICS OF THE CASPIAN SEA ACCUMULATIVE SHORES
IN THE RECENT EPOCH
E.I. IGNATOV, S.A. OGORODOV, G.A. SAPHYANOV
Summary
The paper deals with morphology and dynamic of Caspian Sea shores under condition of recent sea level rise. The
most attention is paid to lagoon-type shores. Their origin and development are greatly affected by inertial delay of
• underwater beach-slope profile alteration. If stabilization of sea level occurs it’ll take the system an additional time to
reach complete relaxation.
УДК 551.481.1 (571.15)
© 1999 г. Б.Н. ЛУЗГЙН
ЗОНАЛЬНОСТЬ ОЗЕР АЛТАЯ
Среди многочисленных работ по озерам Алтая (собственно Алтайских гор и Пред-
алтайской равнины) преобладают статьи, посвященные как отдельным водоемам, так и их
группам и обособленным природным озерным ассоциациям [1-3 и др.]. Особое внимание
исследователей оказалось прикованным к наиболее уникальному из алтайских - Телецкому
озеру, которое и по сей день остается во многом непознанным и загадочным 14, 5 и др.]. Ряд
весьма содержательных исследований проведен по озерам Кулундинской степи, как
комплексу разнообразных солевых месторождений и как объектам с особой экологической
ситуацией, что очень важно для промышленного и сельскохозяйственного освоения этого
региона [6-9 и др.]. Вместе с тем, ощущается явный недостаток обобщающих сводок,
отражающих общие проблемы зональности размещения озерных комплексов и их гене¬
тических ассоциаций [10, 11]. ч ■'
Предлагаемая статья - попытка провести краткий системный анализ озерности Алтая,
основанный на следующих принципах. Размещение озер по вертикали определяется
положением снеговой линии в высокогорье и климатической зональностью. По латерали,
помимо ландшафтных и геоморфологических отличий, на озерность влияют климатические
условия и особенности субстрата (мерзлотность, наличие водоупорных литокомплексов
и т.п.). Кроме того, и по латерали и по вертикали распространение озер в преобладающей
степени зависит от характера их связи с линейным стоком вод, определяемого преиму¬
щественно действием глубинной и боковой эрозии. Поэтому анализ пространственного
размещения озер должен основываться прежде всего как раз на выявлении именно этих
особенностей, свойственных соответствующим геоморфологическим зонам.
Поставленными задачами и обусловлена методика проведенных исследований. Для
определения влияния глубинной эрозии составлены серии продольных профилей рек
Катуни и Бии - главных составляющих верхней Оби (рис. 1). Эти профили совмещены с
профилями основных притоков этих рек (рис. 2, 3); здесь же показано гипсометриче¬
ское положение озер региона. Данные наносили с детальностью, отвечающей картам м-ба
63
Рис. 1. Главные озероносные районы
Верхнеобья (бассейны рек Катуни и Бии)
1 - границы озерных зон (А - бессточных,
Б - межувально-долинных) и районы раз¬
вития каровых и ледниково-подпрудных
озер (I - Теректинский, II - Иолго-
Сумультинекий, III - Катунско-Чуйских
Альп - Центрально-Алтайский, IV -
Чулышмано-Щапшальский); 2 - ареалы
единых озерных ассоциаций (1 — Бер-
текской - 2200-2600 м; 2 - Джулукуль-
ской - ок. 2300 м; 3 - Сорулукель-
ской - 1900-2000 м; 4 - Чуйской - 1700-
1800м)
1:1000000. Последним обстоятельством определяются и погрешности при вынесении снятых
по карте данных. Принятый способ позволяет наглядно показать характер согласования
профилей притоков и главных водных артерий данного региона.
Прежде всего в основе районирования озер лежит их положение в рельефе. В северной
части описываемой территории преобладают равнины, в основном обширное Приобское
плато, обрамленное с юго- и северо-запада соответственно Кулундинской, а с запада -
Барабинской низменностями и Барабинско-Пихтовсйой наклонной равниной [12]. На юге
равнины сменяются горными сооружениями Алтая с локально сохранившимися интенсивно
деформированными разновозрастными поверхностями выравнивания, образующими высот¬
ную "лестницу" [12]. Она состоит из останцов позднемезозойско-палеогеновой, двух ступе¬
ней палеоген-миоценовой и самой юной и низкой обширной плиоценовой поверхностей
выравнивания ,[13]. Максимальные высоты горных систем Алтая в пределах анализируемой
территории достигают 4000-4500 м (Катунский и Южно-Чуйский хребты, район сочленения
Южного, Монгольского Алтая и Сайлюгема). В равнинной зоне высотные отметки ко¬
леблются от преимущественно 400 м до 100 м и менее на северо-западе.
В рельефе Южно-Сибирского горного пояса хорошо проявляется вертикальная зональ¬
ность, например Северо-Чуйские горы характеризуются следующей этажностью [14]:
64
Рис. 2. Продольные профили рек и озерноеть Катунского речного бассейна
1 - озера изометричных (а) и линейно-продолговатых форм (б); 2 - продольные профили рек;
3 - предполагаемые профили равновесия различных эрозионных циклов
1) гляциально-нивадьная зона - выше 2850-3000 м; 2) морозно-солифлюкционная перигля-
циальная зона — 2000-3000 м; 3) эрозионно-аккумулятивная внеледниковая зона - 1600 -
2300 м. Первая и вторая зоны разделены снеговой границей (2850-3000 м), вторая и третья -
границей леса (1860-2300 м).
Указанные зоны хорошо согласуются с нашими данными по озерности Алтайских гор.
Естественно, что верхним уровнем распространения озер в горах является снеговая линия:
именно она контролирует границу появления талых вод. Озера распределены нерав¬
номерно. На рис. 2 и 3 ясно видно, что отдельные их сгущения приурочены к определенным
высотам, образуя своеобразный озерный пояс. Их количество максимально в пределах
лимно-гляциального комплекса гор Алтая, где, по данным Д.В. Севастьянова и Ю.П. Сели¬
верстова, они концентрируются "... ближе к середине интервала высот между макси¬
мальным и современным оледенением на склонах всех экспозиций" [15, с. 37].
Верхняя граница размещения озер в бассейне р. Катуни близка к 3300 м, в бассейне
р. Бии она едва превышает 3000 м. Нижняя граница массового распространения озер, за
небольшими исключениями, составляет 1700 м. Кроме того на рис. 2 и 3 выделяются ло¬
кальные облачные сгущения озер, отвечающие, как правило, останцам различных древних
поверхностей выравнивания.
Преобладают малые озера изометричных очертаний. Удлиненные проточные озера,
связанные в единую систему речными протоками, наиболее распространены на нижних
уровнях озерного пояса.
Как в бассейне Бии, так и Катуни уровни максимальной озерности понижаются вниз по
течению рек. Эта тенденция заставляет обратить внимание на вероятную связь развития
озер с определенными этапами развития глубинной эрозии.
Бросается в глаза сложное переплетение продольных профилей рек в верхних частях
бассейнов. Это противоречит сложившимся представлениям о согласованности профилей
притоков с основной рекой бассейна [16]. В речных системах равновесного состояния, или
близких к нему, профиль основной реки всегда расположен ниже уровней притоков,
которые последовательно и касательно причленяются сверху к профилю главного водо¬
тока. В нашем случае, все свидетельствуют о крайне неравновесной ситуации, обусловлен¬
ной вероятно сложной системой тектонических перемещений соприкасающихся альпино-
типных блоков земной коры.
3 Геоморфология, № 1
65
В частности, в бассейне Катуни профиль р. Коксы больше сосугветствует естественной
позиции верховий главной реки бассейна (рис. 2). Вероятно, Кокса прежде и была вершин¬
ной составляющей этой водной артерии, включая стадии плиоценового и плейстоценового
врезаний. Гидросеть же высокогорного нынешнего звена формировалась позднее, скорее
всего, в верхнем плейстоцене [17]. Можно предполагать, что для Пракоксы это привело к
обезглавливанию реки в связи с формированием верховий современной^ Катуни. Вероятно,
перестройка истоков еще не завершена, а, следовательно, не закреплена в кривой равно¬
весия соответствующей позиции.
Еще сложнее обстоит дело с истоками р. Бии, где на роль главенствующей реки пре¬
тендуют Чулышман и Башкаус (рис. 3): профиль первой из них лучше выработан в нижней
половине течения, второй - в верхней. Так что позиции равновесия главной реки в
верховьях бассейна Бии лучше отвечают указанные фрагменты русел обеих этих рек.
Резкие перегибы продольных профилей рек важнейших алтайских бассейнов позволяют
наметить не менее двух последовательных уровней скоординированных кривых, отвеча¬
ющих вероятно соответствующим продольным профилям рек при резко различных поло¬
жениях базисов эрозии плиоценового (?) и плейстоценовых этапов. Разница между наме¬
чаемыми смежными уровнями составляет немногим более 1000 м.
При выделении предполагаемых уровней продольных профилей рек эрозионных циклов
прошлого мы ориентировались на участки наиболее ярко выраженных перегибов, преиму¬
щественно выпуклых тальвегов, как свидетельств начала выработки рекой продольного
профиля последующего эрозионного цикла. Так, в бассейне р. Катуни плейстоценовому (?)
профилю вероятно отвечали такие участки в верхнем течении р. Катуни (в ее срединной
части до впадения р. Коксы), а также места подобных перегибов в нижних течениях рек
Чуй, Урсула и Семы. Более верхний (и несколько менее достоверный) предполагаемый
плиоценовый уровень отвечает линии, соединяющей подобные же перегибы рек Аргута и
Семы. Для бассейна р. Бии нижний уровень отвечает точкам перегибов средних течений рек
Башкауса, Чульчи и нижних - Кокши и Каракокши; верхний - верховий Чулышмана и
Чульчи и среднего течения р. Каракокши.
Общий ареал озер, на первый взгляд, казалось бы образующий единую озерную область,
на самом деле обнаруживает и некоторые общие внутренние закономерности размещения,
не очень четко проявленные из-за наложения точек двух систем. Первая из них обусловлена
относительной неравномерностью распределения по абсолютным высотам, что отражено в
наличии полос сгущения, как, например, в бассейне р. Катуни в интервалах высот примерно
3000 мг 2000 м (в бассейне р. Бии от несколько более 2500 до 2200 м) и узких лент раз¬
ряжения (в бассейне р. Катуни на высотах около 3000 и 2000 м, в бассейне р. Бии - около
2000 м). Вторая особенность внутренней неравномерности распределения озер заключена в
чередовании полос сгущений и разряжений вдоль диагональных направлений, примерно
Параллельным положению продольных профилей верховий рек. Таким образом, неравно¬
мерность размещения озер отражает влияние вертикальной зональности, с одной стороны,
и связь расположения озер с этапами врезания рек, - с другой.
Интересны в этом плане продольные профили Бийской речной системы, включающей в
себя Телецкое озеро (рис. 3). При этом конфигурация дна меридионального отрезка
последнего согласуется как с предполагаемым профилем равновесия для .нижнего уровня,л
так и с общим наклоном современных профилей рек-притоков. Вероятно, это может быть
истолковано в качестве дополнительного аргумента в пользу долинного (речного и
ледникового) происхождения ванны меридиональной части Телецкого озера. Эта тенденция
становится еще более отчетливой в связи с опубликованием данных относительно изме¬
нения мощности рыхлого покрова на дне озера [18], который на южном окончании мери¬
дионального отрезка Телецкого озера достигает значений в 450-500 м, постепенно умень¬
шаясь к северу до 100-150' м и даже первых десятков метров. Следовательно, профиль
коренного ложа южной части озера сохраняет наклон той же крутизны, которая характе¬
ризует большую часть русел р. Чулышман и его наиболее крупных притоков рек Шавлы и
Чульчи.
Таким образом, выявляется отчетливая зональность в распределении озер по отно¬
сительно соразмерным уровням. Верхнее положение занимают каровые озера, отвечающие
гляциально-нивальной зоне. Ниже, в области развития морозно-солифлюкционных про¬
цессов встречаются преимущественно ледниково-подпрудные озера, сменяемые ближе к
нижней границе лимно-гляциального комплекса ледниково-водными ваннами. Отмеченная
выше ярусность расположения древних поверхностей выравнивания вносит существенные
коррективы в эту общую зональность размещения озер, что, в частности, отражено в широ-
66
Рис. 3. Продольные профили рек и озерность Бийского речного бассейна
Условные обозначения- см. рис. 2
ком, но локальном, развитии естественных водоемов, образующих генетически однородные
озерные ансамбли на каждом из ярусов. В зоне многолетней мерзлоты, преобладают
термо карстовые озера. На более низких обширных поверхностях выравнивания относи¬
тельная застойность озерных вод приводит к мезотрофности озер или их повышенной
солености. Воды приобретают гидрокарбонатно-сульфатный состав, как например на
отдельных участках Чуйской межгорной впадины. К сожалению, химический состав вод
этих озер практически не изучен. В литературе приводятся лишь отдельные сведения об
относительно низком pH вод - от 8 до 5 [3].
В низкогорье развитие озер происходит по-иному. Чрезвычайно четко выражена зави¬
симость распространения озер от современной гидросети. Озера ,редки и находятся в
непосредственной близости к современным руслам. В целом они относятся к группе
старичных и отличаются от места к месту возрастом их отчуждения и тем уровнем, на
котором в то время протекала река. В их число входят Тенгизское, Манжерокское, Айс^сое
(вне зависимости от того, является ли его котловиной водобойная ванна или карстовая
депрессия) и ряд других. Максимально развиты старичные озера на равнинах Предалтая, где
они особенно обильны в Верхнеобье - на слиянии Бии и Катуни [19],
Все эти озера пресноводны. Многие из них эвтрофны. Размещены они преимущественно
на низких обских террасах, но известны в виде реликтовых и на более высоких уровнях, где
нередко уже превратились в существующие и ископаемые болота. '
/В равнинной части Алтая различаются два ведущих морфологических типа озер.
В/ южной группе озера представлены продольно вытянутыми бессточными и сточньЫи
водоемами, трассирующими направления субширотных рек - Ёарнаулки и Касмалы. Эти
озера заполняют понижения гривного (гривно-ложбинного) или грядового рельефа, с
ориентированными на В-С-В параллельно расположенными увалами. Они прослеживаются
в виде лент вдоль древних долин стока. Происхождение озер подобно образованию стариц,
но если озера чаще являются следами деятельности боковой эрозии, то здесь они отвечают
участкам углубленного дна прежних русел рек.
Большинство озер Южной группы, благодаря аридному климату района, относятся к
соленым. Лишь в восточной части группы встречаются сточные озера с пониженной
соленостью или даже пресные. В целом минерализация речных вод повышается при
движении с гор на равнину: от менее 50 мг/л в высокогорье до 230-475 мг/л в приравнинной
3'* 67
части гор и, наконец, до очень высоко минерализованных вод (600-2500 млг/л) в реках
Кулундинской степи [20]. Из всех озер горной области Алтая и предгорной равнины в горах
доминируют пресноводные, а на равнине уже около 40% относятся к соленым и горько-
соленым.
Среди озер северной части Предалтайской равнины - Кулундинской группы, которые
являются базисными для внутреннего стока или вовсе бессточными, преобладает второй
морфологический тип - округло-изометричные блюдца. Число соленых озер здесь исклю¬
чительно велико. Размеры преимущественно небольшие, хотя само Кулундинское озеро
имеет длину около 40 км при ширине 25 км. Вода горько-соленая, с насыщенностью около 5
Боме [7]. Расположенное южнее самосадочное озеро Кучук изобилует солями магния и
брома. На дне других озер этой группы осаждаюЗ'ся каменная и глауберова соль, сода,
кальцит и доломит.
Озера этой группы нередко относят к реликтовым, оставшимся после отступления моря,
возникшим в результате подпруд ледником и т.п. [7-8 и др.]. Однако обсуждение этой
проблемы не входит в задачи данной статьи.
Таким образом, изложенный выше материал по зональности озер Алтая показывает
закономерный характер их площадного распространения при значительном морфоло¬
гическом и генетическом разнообразии. Доминирующим фактором озерообразования всюду
является эрозионная деятельность рек или временных водотоков. От высокогорий к рав¬
нинной части Алтая происходит смена классов приледниковых озер собственно водно¬
эрозионными, пресных и олиготрофных - вначале мезо- и эвтрофными, а затем солоно¬
ватыми и солеными. При этом солоноватые озера появляются уже в обширных межгорных
впадинах типа Чуйской.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Алехин О.А. Озера Катунских Альп // Исследования озер СССР. Вып. 8. М.; Л.: Изд-во АН СССР,
1935. С. 45-52.
2. Герасимов И.П. О рельефе и соляных озерах Кулундинской степи // Тр. СОПС. Сер. Сибир. 1937. № 3.
С. 115-152.
3. Шпилекова Н.Е. Озера северной части Чуйской котловины // Вопросы географии Горного Алтая.
Барнаул: Изд-во Барнаульского пед. ин-та, 1975. С. 55-58.
4. Иоганзен Б.Г., Гундризер А.Н., Кафанова В.В. и др. Телецкое озеро. Барнаул: Алтайское кн. изд-во,
1966.111 с.
5. Селегей В.В., Селегей Т.С. Телецкое озеро. Л.: Гидрометеоиздат, 1974. 76 с.
6. Кучин М.Н. Соли и минеральные источники // Полезные ископаемые Западно-Сибирского края. Т. 2. М.:
Гостехгеолиздат, 1934. С. 253-293.
7. Наливкин А.В. Учение о фациях. Т. 2. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1956. 393 с.
8. Страхов Н.С. Основы теории литогенеза. Т. 3. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 550 с.
9. Сычев И.И. Минеральные соли // Геология СССР. Т. 14. Западная Сибирь. Полезные ископаемые.
Кн. 2. М.: Недра, 1982. С. 54-68.
10. Михайлов Н.П. Озера Алтая, их происхождение и история // География и природопользование Сибири.
Вып. 1. Барнаул: Изд-во АГУ, 1994. С. 75-89.
11. Фащевский Б.В. Реки и озера // Горный Алтай. Томск: Изд-во ТГУ, 1971. С. 96-122.
12. Мещеряков Ю.А. Рельеф СССР. М.: Мысль, 1972. 519 с.
13. Зарудный Н.Н., Резанов И.А. Ярусы рельефа и реликты древнейших поверхностей выравнивания Алтая
// Докл. АН СССР. 1968. Т. 179. № 2. С. 416-419.
14. Петкевич М.В. О зональности рельефа и рельефообразующих процессов в высокогорье Юго-Восточного
Алтая на примере северного склона Северо-Чуйских гор // Проблемы геоморфологии и неотектоники
орогенных областей Сибири и Дальнего Востока. Новосибирск: Наука, 1968. С. 74-81.
15. Севастьянов Д.В., Селиверстов Ю.П. Лимно-гляциальный комплекс гор Алтая как источник
палеоэкологической информации // Русский Алтай. Барнаул: АО Полиграфист, 1995. С. 36-37.
16. Билибин ЮЛ. Основы геологии россыпей. М.: Изд-во АН СССР, 1956. 463 с.
17. Петкевич М.В. Преобразование рельефа в Центральном Алтае // Современные геоморфологические
процессы на территории Алтайского края. Бийск: Изд-во Полиграфист, 1984. С. 48-50.
18. Дельво Д., Высоцкий Е.МКлерке Ж. и др. Свидетельства активной тектоники Телецкого озера
(Горный Алтай)//Геология и геофизика. 1995. Т. 36. № 10. С. 109-120.
19. Лузгин Б.Н., Петрищева Г.С. Естественное и антропогенное влияние на фитоценозы старичных озер
района Бийска//Флора и растительность Алтая. Барнаул: Изд-во АГУ, 1996. С. 175-182.
68
20. Быков В.Д., Сваткова Т.Г., Федорова И.С. Поверхностные воды и их ресурсы // Алтайский край.
Атлас. Т. 1. М. - Барнаул: Изд-во ГУК СССР, 1978. С. 189-193.
Алтайский государственный университет Поступила в редакцию
05.08.97
ZONALITY OF LAKES IN ALTAI
B.N. LUZG1N
Sum mary
Zonality of lakes in the Altai region is determined by 1) - their genetic links with river erosion, 2) - vertical
zonality of glacial-nival and frosty-solifluction belts of mountains, 3) - layering of ancient planation surfaces, 4) - the
type of plain lakes: base for inner off-flow or lake without outler. From mountains towards plains periglacial lakes are
changed to fluvio-erosional ones, oligotrophic to mesotrophic and eutrophic lakes, freshwater to brackish- and salt-water
lakes.
УДК 551.462(268.45-17)
© 1999 г. E.E. МУСАТОВ
БАТИМЕТРИЯ И МОРФОСТРУКТУРА БАРЕНЦЕВО-КАРСКОГО
ШЕЛЬФА
Баренцево-Карский шельф занимает более половины площади самой обширной в мире
Западно-Арктической зоны перехода, простирающейся от пояса пограничных орогенов
Арктической геодепрессии [ 1 у? 2] до континентальных склонов и подножий Евразийского и
Норвежско-Гренландского суббассейнов Северного Ледовитого океана. Уникальность гео-
структурного положения региона обусловлена тем фактом, что он является широчайшим
шельфом этих находящихся в стадии своего формирования сегментов Мирового океана.
Современный рельеф Баренцево-Карского шельфа предопределен его сложной тектони¬
ческой эволюцией, следы которой завуалированы морскими трансгрессиями [3—8] и полу-
покровными оледенениями [9-15] плио-плейстоценового этапа его истории. Тем не менее
батиметрия шельфа сама по себе несет важную геологическую, геоморфологическую и, что
особенно важно, геофизическую информацию как объективная основа для дальнейших
естественнонаучных интерпретаций. В настоящей статье рельеф земной поверхности рас¬
сматривается именно как геофизическая граница раздела трех сред: атмо- и гидросферы, с
одной стороны, и литосферы, - с другой.
Фактический материал
Большой объем накопленных за последние годы сейсмических [16-22], гидрографиче¬
ских [7, 23-26] и геолого-геоморфологических [3, 8, 9, 15] данных позволяет уточнить ранее
изданные батиметрические карты и схемы региона [11, 27-30]. На рисунке’приведен умень¬
шенный оригинал новой карты рельефа Баренцево-Карского шельфа м-ба 1:2500000, где
учтены все доступные морские карты различных масштабов, новейшие материалы эхо-
лотных промеров, вновь полученные сейсмоакустические данные и изданные карты. Новая
карта позволяет увязать современное и гипсометрическое строение шельфа с его морфо-
структурой.
Рельеф дна Баренцева и Карского морей в дальнейшем рассматривается в соответствии с
тектоническим строением региона [2, 17, 20, 21, 31, 32]: сначала следует описание орогра¬
фии внутриматериковых Печорской и Западно-Сибирской плит, а затем проводится иссле¬
дование рельефа собственно Баренцево-Карской плиты. Современный рельеф молодых плит,
69
--4
O'
Гипсометрическая схема Баренцево-Карского региона
Абсолютные отметки, м: / - свыше - 1000, 2 - от -1000 до -500, 3 - от -500 до -400, 4 - от -400 до -300,5 - от -300 до -200, 6 -
от -200 до -100, 7 - от -100 до -50,8 - от -50 до 0, 9 - от 0 до +100,10 - от +100 до +500,11 - свыше +500; 12 - ледники
в отличие 6т древних платформ, не несет никаких черт литоморфности, так как их
осадочный чехол находится в стадии своего формирования, а рельеф - в фазе становле¬
ния.
Печорская внутриматериковая плита характеризуется продолжением возвышенностей и
депрессий суши, вытянутых в соответствии с простираниями морфоструктур второго поряд¬
ка в северо-северо-западном направлении, на мелководном (до 50-75 м) Печороморском
шельфе, где они постепенно выполаживаются. Так, Колвинский, Шапкино-Юряхинский
валы, гряда Чернышова, Хорейверская, Адзьвинская и др. впадины прослеживаются лишь в
подошве верхнекайнозойского чехла [3, 8] близ современного берега, а затем плавно пере¬
ходят в единую Печероморскую ступень. Исключение составляют Коротаихинская впадина
на суше и наследующий ее простирание шельфовый Южно-Новоземельский прогиб, где
глубины достигают 200-220 м. .
С севера внутриматериковая плита сочленяется с окрацнно-материковой по системе
флексур и сбросов, отделяющих Северо-Канинское плато, Гусиную банку и плато Моллера
с глубинами до 50-75 м от интенсивно погруженной (до 350 м) Южно-Баренцевской впа¬
дины. В современном рельефе эта зона сочленения выражена крутым (первые градусы)
склоном с относительной высотой до 200-250 м. Глубины моря в пределах шельфовой части
плиты последовательно увеличиваются от 5-10 близ берега до 50 и более метров во внеш¬
ней части. Плоский мезорельеф осложнен палеоврезами с глубинами тальвегов до 100 м,
вытянутых в северо-западном направлении. Напротив, простирания аккумулятивных гряд и
валов, в том числе песчаных волн, преимущественно юго-запад - северо-восточные, т.е.
параллельные современному берегу.
Шельф Западно-Сибирской внутриматериковой плиты, занимая юго-западную часть
Карского моря между Ямалом и Новой Землей, отличается более сложным рельефом по
сравнению с Печорской плитой. В рельефе выделяются Ямало-Гыданская и собственно
Карская шельфовые равнины и краевой Восточно-Новоземельский желоб. На Южно-Кар:
ском шельфе выделены [27] следующие морфоструктуры: Ямало-Гыданская или Мангазей-
ская ступень с исключительно выровненным дном на глубинах до 30-40 м, где максималь¬
ные падения составляют менее 0,5 м на 1 км; Байдарацкий предорогенный прогиб с
максимальными глубинами в осевой части около 250 м, протягивающийся от одноименного
прогиба на суше через Байдарацкую губу вдоль Пай-Хоя к Новой Земле, где он смыкается с
Восточно-Новоземельским желобом. Южно-Карский свод, расположенный в центральной
части одноименной синеклизы, с сильно расчлененным рельефом на глубинах 90-150 м,
сформировавшимся в субаэральных условиях; Восточно-Новоземельский желоб шириной
50-60 км с глубинами до 450^-500 м, ограниченный крутыми сбросовыми уступами.
В днище желоба предполагалась [27, 33] палеодолина крупной реки, которая при проре¬
зании порога Брусилова имеет антецедентный характер. Борта желоба также террасирова¬
ны меандрировавшей здесь рекой, видимо, палео-Обью, протекавшей в регрессивные эпохи
плейстоцена через Байдарацкую губу. В бортах желоба прослеживаются крупные тер¬
расовидные уровни на глубинах 50-100, 220-300 и 310-340 м имеющие, видимо, тектониче¬
ское происхождение. Загадку представляет собой тот факт, что в ходе проведенной геоло¬
гической съемки шельфа (Д.А. Костин, устное сообщение) в днище желоба не обнаружено
палеорусел, а на поверхность под слоем морских голоценовых осадков выходят нижнеме¬
ловые породы.
Баренцево-Карская окраинно-материковая плита характеризуется максимальными для
всей Запад но-Арктической зоны перехода шириной (до 1500 км) и амплитудой рельефа (до
2,5 км - от +1500 м на Западном Шпицбергене до -1000 м -в приокеанических желобах).
Внешние ограничения плиты совпадают с зонами бровкового фасета [2] - резкого перегиба
донного рельефа на границе шельфа и материкового склона, а в тектоническом плане - с
флексурно-разломными зонами континентальных уступов Евразийского и Норвежско-
Гренландского океанических суббасейнов.
В макрорельефе окраинно-материковой плиты обращает на себя внимание система
впадин с современным^ глубинами 250-450 м, протягивающаяся от Нордкапского, Медве-
жинского и Зюйдкапского желобов на юго-западе плиты через Южно- и Северо-Барен-
цевскую впадины на северо-восток, к желобу Святой Анны, впадине Уединения и про¬
гибу Шмидта и разделяющие ее возвышенности (Медвежинско-Надеждинская, Персея,
Центральнобаренцевская, Адмиралтейства, Северо-Карская и др.) с глубинами вершинных
поверхностей 50-200 м. В тектоническом плане этой зоне соответствует Баренцево-Северо-
Карский мегапрогиб, охватывающий внешнюю часть Арктической переходной зоны. Она
составляет более половины площади всей континентальной окраины.
71
К северу от мегапрогиба, вдоль Шпицбергенско-Североземельского континентального
склона протягивается пояс окраинно-шельфовых поднятий архипелагов Свальбард, Земля
Франца-Иосифа, Северная Земля. С западала восток в их пределах уменьшается контраст¬
ность рельефа. Он является альпийским, низкогорным с отметками до 1000-1500 м на о-ве
Западный Шпицберген: на Земле Франца-Иосифа рельеф представлен денудационными
трапповыми плато, перекрытыми покровными ледниками, с высотами коренного ложа до
400-600 м. На Северной Земле рельеф представлен высокими денудационными плато с
отметками до 500-600 м на Северной Земле, где также локально развиты покровные ле¬
дники.
Пояс этих приокеанических поднятий разделен глубокими желобами Франц-Виктория,
Британского Канала, Святой Анны и Воронина, где глубины достигают 500 м, а в пери¬
ферийных частях - около 1000 м. Максимальные глубины характеризуют желоб Святой
Анны, что может свидетельствовать о сочетании здесь двух процессов - молодых нисхо¬
дящих движений при обрушении континентального склона, с одной стороны, и унаследован¬
ных опусканий в северо-восточной части позднепалеозойско-мезозойского Баренцево-
Северо-Карского мегапрогиба - с другой. Не исключено также, что подводный сток вели¬
ких сибирских рек за счет подводной эрозии приводит к переуглублению краевых желобов.
Обсуждение результатов
Приокеанические грабен-желоба обычно ортогональны континентальным склонам и
ограничены крутопадающими сбросами. В свою очередь фиорды окраинных архипелагов
часто ограничены сбросами и сбрососдвигами [32, 34], оперяющими борта приокеанических
желобов или флексурно-разломные зоны материкового склона. Так, все крупнейшие фиор¬
ды Свальбарда (Ис-Фиорд с глубинами до 350 м, Бельс.унн, Хорнсунн, Конгс-Фиорд) и
наземные троги приурочены к западному побережью Шпицбергена или же (Вейде-Фиорд,
Рауд-Фиорд, пролив Хинлопен) - к его северному побережью, где структуры каледонид
срезаются континентальными склонами Норвежско-Гренландского и Евразийского суб¬
бассейнов. В то же время фиорды отсутствуют на о-вах Эдж и Баренца, где прилегающий
шельф не испытал новейших опусканий. Аномальные глубины проливов-фиордов [30] Зем¬
ли Франца-Иосифа (до 600 м в проливе Кембридж, 400 м в проливах Найтингейл, Австрий¬
ском и Северо-Восточном) обусловлены, помимо ледниковой экзарации, и тем, что траппо-
вое плато архипелага срезается молодыми отрицательными морфострутурами желобов
Франц-Виктория и Святой Анны с запада и востока, континентальным склоном - с севера, а
в центральной части рассекаются приокеаническим желобом Британского Канала. При
этом создается мезорельеф типа "битой тарелки", характерный для зон контактов положи¬
тельных и отрицательных морфоструктур.
Северная периферия шельфа шириной до 300-350 км, совпадающая с поясом приокеани¬
ческих поднятий и рассекающих его окраинно-шельфовых желобов, характеризуется макси¬
мальными амплитудами современного рельефа и, очевидно, наибольшей контрастностью
новейших движений. Это может быть связано с неотектонической активизацией матери¬
ковых морфоструктур в областях, прилегающих к зонам современного, океанообразования.
Материковый склон, оконтуривающий с запада Баренцево-Карскую плиту, характери¬
зуется крутизной до 4-6°, локально - до 10° и широким развитием подводных каньонов. Са¬
мый крупный из них - долина Персея - расположен близ плато Копытова и имеет отно¬
сительную глубину до 600-900 м. Материковое подножие представляет собой слабо
холмистую равнину с глубинами до 2,9 км и крутизной склонов менее 1°. В районе
Медвежинской банки склон осложнен многочисленными террасами на глубинах до 1 км, а
вдоль южного Шпицбергена он характеризуется вогнутым профилем, террасированным
вплоть до континентального подножия. Вдоль северо-западного побережья Шпицбергена
расположена подводная терраса на глубинах 1,1-1,2 км [35], а материковый склон представ¬
ляет собой гигантский уступ от глубин 200-250 м до 2700 м и граничит с рифтовой долиной
КниПовича.
Континентальный склон Евразийского суббассейна характеризуется вогнутыми профи¬
лями и слабо расчлененным рельефом с крутизной менее 1,5°. Глубины бровки шельфа,
срезаемой склоном, колеблются от 100-200 до 500-700 м. Нижняя граница склона выражена
слабо, и он обычно без всякого перегиба переходит в материковое подножие. Исключение
составляет обширное краевое плато Ермак к северу от Шпицбергена, вершинная часть
которого лежит на глубинах 500-1000 м.
72
Таким образом, узкая зона шельфа шириной 100-200 км, обрамляющая Шпицбергенско-
Североземельский материковый склон, имеет амплитуды рельефа до 2,5-3,0 км. Совре¬
менное гипсометрическое положение отдельных ступеней этого морфоструктурного
ансамбля, видимо, отражает амплитуду новейшего погружения зоны перехода от мате¬
риковой коры к океанической.
Сложное сочетание положительных и отрицательных морфострутур на Баренцево-
Карском шельфе характеризует раннюю или "юную" стадию развития пассивной конти¬
нентальной окраины атлантического типа, когда тектоническая раздробленность предопре¬
деляет положение погружающихся по серии нормальных (на материковом склоне - листри-
ческих) сбросов блоков земной коры. Так как Евразийский и Норвежско-Гренландский
суббассейны, чьим общим шельфом является Баренцево-Карская окраинно-материковая
плита [8, 19], сформировались лишь в кайнозое [17, 21, 31], то их геологическая молодость и
предопределяет морфологическую выраженность континентальной окраины. В этом плане
по чрезвычайной контрастности своего рельефа, повышенной сейсмичности [36, 37],
проявлениям кайнозойского основного магматизма на Западном Шпицбергене [38] и Новой
Земле [39] и наличию прообраза Кордильеры - ярко выраженного краевого шельфового
поднятия в полосе между Свальбардом и Северной Землей - Баренцево-Карский шельф
занимает как бы промежуточное положение между пассивными и активными зонами
перехода. Аномальное орографическое строение шельфа обусловлено неравномерными
процессами проседания и деструкции континентальной коры по периферии двух самых
молодых спрединговых бассейнов планеты.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. ПогребицкийЮ.Е. Геодинамическая система Северного Ледовитого океана и ее структурная эволюция
//Сов. геология. 1976. № 12. С. 3-22.
2. Погребицкий 10.Е. Основные этапы и рубежи развития Арктической континентальной окраины СССР в
неогене // Сов. геология. 1984. № 7. С. 32^11.
3. Мусатов Е.Е. Развитие рельефа Баренцево-Карского шельфа в кайнозое // Геоморфология. 1989. № 3.
С 76-84.
4. Гриценко И.И., Крапивнер Р.В. Новейшие отложения Южно-Баренцевского региона, осадочные (седи-
ментационные) сейсмостратиграфические комплексы и их вещественный состав // Новейшие отложения и
палеогеография северных морей. Апатиты: КФ АН СССР, 1989. С. 28-45.
5. Данилов ИД. Плейстоцен морских субарктических равнин. М.: Изд-во МГУ, 1978. 198 с.
6. Зубаков В.А. Глобальные климатические события неогена. Л.: Гидрометеоиздат, 1990. 223 с.
7. Сенъкин О.В., Федоров Б.Г., Мусатов Е.Е. Современный морфогенез и проблемы геоэкологии
Российской Арктики. СПб.: Изд-во СПб., 1995. 168 с.
8. Zarchidze V.S., Musatov Е.Е., Generalov P.P. Norwegian, Barents and Kara Seas. Genozoic (eds. M.N. Alekseev,
I.S. Gramberg, Yu.M. Puscharovsky) // Paleogeographical Atlas of the Shelf Regions of Eurasia for the Mesozoic
and Genozoic. G.B.: Robertson Group PIk., 1991. V. 2. P, 13.18-13.35.
9. Арктический шельф Евразии в позднечетвертичное время (А.А. Аксенов, Н.Н. Дунаев, А.С. Ионин и
др.). М.: Наука, 1987. 278 с.
10. Гросвальд М.Г. Покровные ледники континентальных шельфов. М.: Наука, 1983. 216 с.
11. Матишов Г.Г. Дно океана в ледниковый период // Л.: Наука, 1984. 176 с.
12. Павлидис Ю.А. Шельф Мирового океана в позднечетвертичное время. М.: Наука, 1992. 272 с.
13. Самойлович Ю.Г., Каган Л.Я., Иванова Л.В. Четвертичные отложения Баренцева моря. Апатить!: Изд-
во КНЦ РАН, 1993. 75 с.
14. Elverhoi A., Solheim A. The Barents Sea ice sheet - a sedi 14. Elverhoi A., Solheim A. The Barents Sea ice sheet
- a sedimentological discussion // Polar Research. 1983. V. 1. P. 23-42. Mentological discussion // Polar
Research. 1983. V. 1. P. 23-42.
15. Vorren T.O., Hald M., Lebesbue' E. Late Genozoic environments in the Barents Sea // Paleogeography. 1988.
V. 3. № 5. P. 601-602.
16. Баренцевская шельфовая плита. Л.: Недра, 1988. 264 с.
17. Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых. Т. 9. Моря
Советской Арктики. Л.: Недра, 1984. 280 с.
18. Лопатин Б.Г., Мусатов Е.Е. Сейсмостратиграфия неоген-четвертичных отложений Западно-Аркти¬
ческого шельфа // Сов. геология. 1992. № 6. С. 56-61.
19. Мусатов Е.Е. Распространение кайнозойского чехла на Баренцевоморском шельфе между архипелагами
Шпицберген и Земля Франца-Иосифа // Океанология. 1996. Т. 36. № 3. С. 444-450.
73
20. Сенин Б.В., Шипилов Э.В., Юное А.Ю. Тектоника Арктической зоны перехода от континента к океану.
Мурманск, 1989. 278 с.
21. Eldholm O., Faleide J.L., Myhre' AM. Continent - ocean transition at the Western Barents Sea/Svalbard
continental margin//Geology. 1987. № 15. P. 1118-1122.
22. Solheim A., Kristofferseh Y. Sediments above the upper regional unconformity: thickness, seismic stratigraphy and
outline of the glacial history // Norsk Polarinstitutt Skrifter. 1984. V. 179B. P. 3-36.
23. Ласточкин А Н. Структурно-геоморфологические исследования на шельфе. Л.: Недра, 1978. 248 с.
24. Bathymetry of the Barents and Kara Seas (Cherkis N.Z., Fleming H.S., Max M.D. et al.). Washington. Naval Res.
Lab. 1991. Sheet 1. *
25. Cherkis N.Z., Fleming H.S., Max M.D., Czarnecki M.F. Bathymetry of the Barents and Kara Seas. Washington:
Naval Res. Lab. 1990. Sheet 1.
26. Weber J R. Maps of the Arctic Basin sea floor: a history of bathymetry and itys interpretation // Arctic. 1983.
V. 36. №2. P. 36-48.
27. Мусатов E.E., Соколов Г.Н. Геоморфология Южно-Карского шельфа // Геоморфология. 1992. № 2.
С. 85-91.
28. Bathymetry of the Arctic ocean (Perry R.K., Fleming H.S., Weber J.S. et ah). Washington: Naval Res. Lab. 1986.
Sheet 1.
29. Circumpolar map of Quaternary deposits of the Arctic (Zarkhidze V.S., Fulton R.G. et al.). Geol. Surv. of Ganada.
1991. Sheet 1.
30. Matishov G.G., Cherkis N.Z., Vermillion MS., Forman S.L. Bathymetric Map of the Franz Josef Land Area.
Geol. Soc. of America, Boulder, Colorado. 1995. Sheet 1.
31. Мусатов E.E. Неотектоника Баренцево-Карского шельфа // Изв. ВУЗов. Геология и разведка. 1990.
№■5. С. 20-27.
32. Мусатов Е.Е., Мусатов Ю.Е. К проблеме происхождения фиордов (на примере западной Арктики) //
Бюлл. МОИП. Отдел геологии. 1992. Т. 67. Вып. 3. С. 28-33. I
33. Ласточкин А.Н. Рельеф дна Карского моря // Геоморфология. 1977. № 2. С. 84-91.
34. Мусатов Е.Е., Мусатов Ю.Е. О тектонической обусловленности фиордов Западной Арктики // Изв.
ВГО. 1990. № 4. С. 337-340.
35. Литвин В.М. Морфоструктура дна океанов. Л.: Недра, 1987. 276 с.
36. Аветисов Г.П. Сейсмоактивные зоны Арктики. СПб.: Изд-во ВНИИ - Океангеология, 1996. 186 с.
37. Ассиновская Б.А. Сейсмичность Баренцева моря. М.: РАН, Нац. Геофиз. комитет, 1994. 128 с.
38. A Primitive Alkali Basaltic Stratovolcano and Assosiated Eruptive Centres, Northwestern Spitsbergen:
Volcanology and Tectonic Significance (Skjelkvale E.L., Amiindsen H.E.F., O'Reilly F.Y. et al.) // Journ.
Volcanol. Geoterm. Res. 1989. V. 37. P. 1-19.
39. Kopazo E.A., Старицын В.Ф., Соболев H.H. и др. Первая находка'кайнозойских вулканитов на Новой
Земле // ДАН СССР. 1985. Т. 308. № 2. С. 1457-1461.
ВНИИокеангеология Поступила в редакцию
15.04.97
BATHIMETRY AND MORPHOSTRUCTURE OF ТЙЕ BARENTS-KARA SEAS SHELF
E.E. MUSATOV
Summary
A new version of bathymetric map of the Barents and Kara Seas shelf is compiled on the base of newly obtained
sparker records, seismic acoustic data, echosoundings and revision of previous-maps and schemes. Barents and Kara
Seas shelf is mutual continental margin of Norwegian-Greenland and Eurasian basins of Arctic Ocean. These oceanic
basins are the youngest ones on the Earth; that is the reason of unique geostructural position of Barents and Kara Seas
shelf. Bathymetry of this region corresponds to its morphostructure. Extremely dissected relief is interpreted as the
evidence for recent tectonic activity of the continental margin of transitional (from passive to active) type, passing the
earlier stage of its evolution.
74
УДК 551.45(571.51А52)
© 1999 г. И.С. НОВИКОВ
ГЕОМОРФОЛОГИЯ АНАБАРО-УДЖИНСКОГО МЕЖДУРЕЧЬЯ
(СЕВЕРО-ВОСТОК СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ)
Анабаро-Уджинское междуречье представляет собой низкое плато, расположенное на
северо-востоке Среднесибирского плоскогорья. Максимальные абсолютные высоты состав¬
ляют 340-200 м, снижаясь к юго-западу и северо-востоку до 100-125 м. Основные реки -
Анабар и Уджа - текут на север и сливаются за северной границей района исследований.
До середины 50-х годов территорию пересекали лишь единичные маршруты тематиче¬
ских экспедиций; в 1949-50 гг. геологами НИИГА проводились съемки м-ба 1:1000000.
Работы по установлению перспектив алмазоносности, охватившие Сибирскую платформу в
^онце 50-х годов, изменили ситуацию. В результате работ 1963-64 гг. Анабарской партии
НИИГА территория района была выделена как перспективная в отношении россыпной
алмазоносности. В 1964-65 гг. геологами АмДкинской экспедиции ЯТГУ были обнаружены
многочисленные спутники алмазов и сами алмазы в аллювии и террасовых отложениях
большинства водотоков территории. В эти же годы геологами НИИГА и Амакинской экспе¬
диции ЯТГУ проводилась геологическая съемка м-ба 1:200000. В 1964-1994 гг. в пределах
рассматриваемого района разведаны и эксплуатируются аллювиальные россыпи алмазов,
проведена геологическая съемка м-ба 1:50000 и многочисленные специальные работы по
поискам коренных источников алмазов. В ходе этих работ были открыты новые россыпи, в
том числе и в погребенных долинах, обнаружена слабая алмазоносность водораздельных
галечников и отложений карстовых полостей. Несмотря на колоссальный объем
проведенных исследований, коренные источники россыпных месторождений обнаружены неч
были. Если в начале изучения территории, когда были установлены границы района
богатой россыпной алмазоносности, считалось очевидным, что коренные источники
находятся в его пределах, то сейчас это мнение в значительной степени поколеблено.
Если допустить, что коренные источники алмазов находятся за пределами территории,
то для их успешных поисков необходимо проведение детальных палеогеографических
исследований. Однако, если геологическая изученность территории весьма'высока, то ее
геоморфологическое строение, детальная расшифровка которого является второй, столь же
важной, как и анализ отложений, частью палеогеографических исследований, практически
не изучено. Слабая геоморфологическая изученность, не дающая возможности провести
корректные реконструкции истории развития рельефа и путей переноса материала, тем
более удивительна, что геологами НИИГА именно на региональном материале была
создана методика картографических геоморфологических исследований [1], лежащая в
основе всех современных руководств [2].
Для заполнения этого пробела в изученности и создания основы для надежных палеогео¬
графических построений автором были проведены детальные геоморфологические иссле¬
дования территории (рис. 1) и была составлена геоморфологическая карта м-ба 1:50000. В
основу легенды карты была положена идея наличия в современном рельефе исторически
сложившейся системы разновозрастных генетически однородных поверхностей, получившая
полное подтверждение в ходе работ. Было установлено, что в геологическом и геомор¬
фологическом строении территории сохранилось куда больше следов событий кайнозой¬
ской истории, чем считалось ранее. Учитывая плохую палеонтологическую изученность
кайнозойских осадков, геоморфологические методы позволяют провести значительно
более дробное их расчленение и надежную корреляцию.
Перед тем, как перейти к рассмотрению рельефа территории, остановимся на ее геоло¬
гическом строении.
В тектоническом отношении вся рассматриваемая территория расположена в пределах
северо-восточного склона Анабарской антеклизы. В северо-восточном направлении наблю¬
дается последовательная смена кембрийских, пермских, триасовых и юрских пород. Их
толщи залегают друг на друге с размывом, но без заметного углового несогласия.
Кембрийские породы слагают юго-западную и центральную части территории в пределах
бассейнов рек Маспака, Эбелях, Биллях и левобережья нижнего течения р. Маят. В юго-
западной части района они залегают горизонтально, а в зоне погружения их под пермские
породы падают на северо-восток под углом от 0°30'до 1°30'. В литологическом отношении
75
породы кембрия очень однообразны. Это доломиты, реже известняки. Мощность карбо¬
натной толщи превышает 400 м.
Терригенные отложения перми протягиваются полосой в северо-восточной части
территории. Они еубгоризонтальны и несогласно залегают на размытой поверхности кемб¬
рийских доломитов, а местами на их коре выветривания; представлены переслаивающимися
песчаниками и алевролитами с линзами и пластами каменных углей, песчаников и конгло¬
мератов. Мощность пермских отложений около 210 м.
Отложения триаса распространены в пределах территории очень ограниченно и выходят
на поверхность в верховьях Чыча-Чымары. Они представлены базальтами и туфобрекчиями
базальтового состава. Мощность отложений менее 70 м.
Юрские отложения занимают северо-восточную часть территории в левобережье Уджи.
Они залегают субгоризонтально на неровной поверхности пермских и триасовых пород и
представлены переслаивающимися песчаниками, алевролитами и глинами. Мощность отло¬
жений достигает 245 м. *
В ходе детальных поисково-разведочных работ в районе Эбеляха были обнаружены
реликты морских отложений каменноугольного возраста в виде скоплений и разрозненных
глыб и валунов размером до 1,5 м. Карбоновые отложения представлены конгломератами с
кварцевым цементом [3].
Были также выявлены небольшие по площади реликты отложений нижнего мела, зале¬
гающие на размытой поверхности карбонатных пород кембрия, а также выполняющие
многочисленные карстовые депрессии. Меловые породы представлены песчаниками с
углистой крошкой и гравийно-галечными линзами [4].
Отложения кайнозойской группы распространены на всей рассматриваемой территории.
Наиболее широко представлены отложения водораздельного комплекса: толщи горизон¬
тально- или косослоистых песков с прослоями гравийного и галечного материала мощ¬
ностью от 4-5 до 25-2? м, перекрытые суглинками мощностью 5-7 м. Возраст отложений
обычно принимается как плиоцен-раннечетвертичный [5], но, судя по находкам палео¬
геновых спор и пыльцы, в водораздельном комплексе присутствуют и более древние
образования. По Удже, Анабару и их крупным притокам развиты пять надпойменных
террас с характерными аллювиальными разрезами, датируемые обычно средним-поздним
плейстоценом.
Все интрузивные образования территории относятся к трапповой формации Сибирской
платформы раннетриасового времени. Среди интрузивных пород резко преобладают оливи-
новые долериты, реже встречаются субщелочные породы, представленные трахидолери-
тами и трахидиорит-порфирами. Интрузивные породы выходят на дневную поверхность в
полосе северо-западного простирания в районе границы кембрийских и пермских отло¬
жений. Они слагают дайки и силлы. Мощность силлов от 20 до 100 м, подошва ровная, суб¬
горизонтальная, площадь отдельных тел - десятки квадратных километров. Дайки имеют
субвертикальное падение (80-60°), мощность до 150 м и длину до 10-12 км.
76
Такова, в целом, та вещественная основа, на которой сформировался рельеф рассмат¬
риваемой территории. Породы по отношению к геоморфологической структуре отчетливо
делятся на две группы. Первую группу составляют породы палеозоя и мезозоя, в которых
рельеф выработан. Здесь нужно отметить низкую устойчивость большей части пород к
денудации. Кембрийские доломиты быстро выветриваются при достаточном увлажнении до
глин и, будучи устойчивыми в крутых береговых обрывах, в приводораздельных частях
слагают пологие солифлюкционные склоны. Пермские песчаники чрезвычайно слабо сце¬
ментированы и легко переходят в песок с образованием пологих десерпционных склонов.
Поэтому нет никаких оснований считать, что плоские водораздельные поверхности терри¬
тории возникли в результате препарировки субгоризонтально залегающих устойчивых
прослоев пород: очевидно, что эти поверхности имеют чисто экзогенное происхождение.
Интрузивные породы территории, напротив, устойчивы к денудации. Они слабо поддаются
химическому выветриванию, а при физическом - распадаются на крупные глыбы. Поэтому
все интрузивные породы территории' хорошо выражены в современном рельефе. Исклю¬
чение составляют лишь отдельные дайки, развитые в пределах поля кембрийских, пород.
Основная масса как даек, так и силлов развита в поле пермских песчаников; вероятно, при
внедрении расплава по трещинам нижележащих карбонатных пород кембрия в пределах
этой толщи по ослабленным зонам, роль которых могли играть прослои углей, происходило
формирование послойных интрузий. Силлы в карбонатных породах не проявлены, а в
пределах поля пермских песчаников образуют характерные плосковершинные сопки с
относительной высотой 50-100 м с бронирующим покровом долеритов сверху и крутыми
склонами, сложенными пермскими песчаниками. Дайки в пермских породах представлены в
рельефе в виде стен высотой 10-30 м и протяженностью до 5-8 км, обрамленных с обеих
сторон крутыми склонами, выработанными в песчаниках.
Вторую группу пород территории образуют осадки, формирование которых тесно свя¬
зано с развитием современного рельефа. Они образуют чехлы субгоризонтальных дену¬
дационных уровней, которых по нашим сведениям насчитывается в районе более десяти, и
аллювиальный чехол пяти цокольных террас, а также более редкие образования: отло¬
жения брошенных участков долин, нивальных ниш и т.д. Как и морфологическая структура
земной поверхности, эти осадки образовались в ходе эволюции рельефа территории на
протяжении кайнозоя.
Тектонические нарушения в пределах рассматриваемой территории образуют две
системы, характерные для большинства древних платформ, - диагональную и ортого¬
нальную [6]. Анализ геоморфологического строения показывает, что на новейшем этапе
подвижек по разломам не происходило, лишь местами они имели место с незначительными
амплитудами, что отчетливо видно по подпруживанию и, соответственно, расширению днищ
современных долин в 5-10 раз (с 75 до 750 м), что наблюдается в среднем течении Кумах-
Юряха (притока Эбеляха) и Курунгнаха (притока Маспакы). Однако наличие густой сети
разломов даже без смещений по ним оказывает существенное влияние на развитие речной
сети, особенно мелких водотоков. Поэтому гидросеть большей части территории имеет
хорошо выраженный решетчатый характер. Практически все водотоки в плане состоят из
отдельных прямолинейных отрезков, ориентированных по одному из четырех направлений
трещиноватости. При этом верховья рек, текущих в разные стороны от мелких водоразде¬
лов, находятся на одной линии. Водотоки, текущие в широких ящикообразных долинах,
такие как Уджа и Маят, в верхней части свободно меандрируют в пределах широкого днища
и, на первый взгляд, не подчиняются общей закономерности, однако, сами их долины
прямолинейны и закономерно ориентированы. Тектоногенная обусловленность заложения
долины Уджи также подтверждается тем, что она трассируется мелкими, вытянутыми вдоль
нее интрузиями долеритов, обнажающимися в обоих ее бортах.
В ходе геоморфологического картирования территории в м-бе 1:50000, проведен¬
ного нами в 1993-94 гг., было выделено 36 разновидностей элементов рельефа, каждый из
которых имеет свой возраст и генезис и, как следствие, морфологические черты и осо¬
бенности строения чехла рыхлых отложений. По характеру соотношения с геологически¬
ми телами (рис. 2), площадные элементы рельефа территории отчетливо делятся на два
типа.
Первый тип включает в себя элементы структурно-денудационного происхождения,
морфология которых тесно связана с геологическим строением. Ко второму типу относятся
аккумулятивно-денудационные субгоризонтальные поверхности, фиксирующие этапы ста¬
билизации базиса денудации и эрозионно-денудационные склоны, фиксирующие этапы
врезания. Чисто аккумулятивные поверхности не имеют широкого распространения.
77
Структурно-денудационные поверхности развиты в полосе северо-западного простира¬
ния в северо-восточной части территории и связаны с развитыми здесь триасовыми интру¬
зиями основных пород, обнаженной кровлей кембрийской толтци и ее тектоническими
нарушениями. В процессе денудации, триасовые долериты, внедрившиеся в виде силлов и
даек в пермские песчаники, отпрепарировались в виде столовых останцов и стен, обрам¬
ленных солифлюкционно-десерпционными склонами средней крутизны. Поверхности сто-/
ловых возвышенностей и скальные стены сложены долеритами, а склоны - пермскими
песчаниками. Долеритовые дайки, развитые в поле кембрийских карбонатов, в рельефе не
выражены и обнаружены только в ходе детальных геологических исследований при
проходку горных выработок.
Кровля кембрийской толщи отпрепарирована в левобережье верхнего течения Маята в
виде склона северо-западного простирания, протягивающегося более чем на 40 км и
характеризующегося необычно малым углом наклона 0°45\ малой мощностью осадков и
преобладанием площадного смыва над линейным, что отражается в слабом развитии
деллей. Тектоногенные уступы отпрепарированы в верховьях Булгуняхтаха. Они ориенти¬
рованы вкрест простирания кровли кембрийской толщи и представляют собой десерпцион-
ные склоны средней крутизны с углами наклона 3-10°, секущие склоны современных долин.
Анализ пространственного соотношения структурно-денудационных поверхностей выявляет
закономерности геологического строения, и геологическое картирование в пределах их
распространения не представляет проблем, однако, дает мало материалов для палеогеограф
фических построений, поскольку свидетельствует о длительном периоде денудации, не
отражая его этапов.
Эрозионно-денудационные поверхности широко развиты в пределах территории. Они
представлены склонами разной крутизны. Их морфология зависит от пород, в которых они
выработаны и от положения в геоморфологической структуре.
Крутые обвально-осыпные склоны развиты по бортам долин всех крупных рек, пере¬
секающих поле кембрийских пород: по Анабару, его левым притокам - Харамасу, Учахы-
тарбату, Кычкину и правым притокам - Эбеляху, Билляху, Маяту в нижнем течении. Они
полностью лишены рыхлых отложений, их углы наклона от 30 до 90°. На аэрофотоснимках
обвально-осыпные склоны уверенно диагностируются по белому фототону и закономерной
приуроченности к нижней части бортов долин.
Вверх по склонам и вверх по долинам крутые обвально-осыпные склоны закономерно
замещаются десерпционными склонами средней крутизны, отделяясь от них отчетливой
бровкой. Эти склоны также развиты в поле кембрия. Их углы наклона составляют 3-5°. На
аэрофотоснимках они дешифрируются по грубой четкой полосчатости, параллельной
простиранию склона.
Аналогом крутых обвально-осыпных склонов и десерпционных склонов средней крутиз¬
ны, характерных для поля кембрийских пород, являются крутые и средней крутизны осып-
ные и десерпционные склоны-, развитые в областях распространения пермских и юрских
песчаников и алевролитов. Их углы наклона составляют 30-90° и 3-15° соответственно. На
: ; ; 1
Рис. 2. Блок-диаграммы соотношения геологических и геоморфологических элементов Анабаро-Уджинского
междуречья
1 - геоморфологические границы: бровки (а), тыловые швы и линии сочленения (б); 2 - прочие обозначения:
наклонные гребни (а), бровки нивальных ниш (б), отметки абсолютных высот в метрах (в); 3 - элементы
гидрографии: озера с отметками урезов вод (а), постоянные водотоки и направление и течения (б);
Элементы геологии: 4 - кембрийские известняки, 5 - пермские угленосные песчаники, 6 - силлы триашвых
долеритов, 7 - покровы триасовых базальтов, 8 - карстовые полости с меловыми осадками, 9 - стложения
поверхностей выравнивания, 10 - аллювиальные отложения водотоков и речных террас.
Площадные элементы рельефа. Структурно-денудационные и эрозионно-денудационные: slj -пологие
солифлюкционные склоны, sl2 - десерпционные склоны средней крутизны, $13 - обвально-осыпные склоны,
sl4 - склоны столовых возвышенностй (средней крутизны солифлюкционно-десерпционные), sldl - очень
пологий сОлифлюкционный склон (отпрепарированная кровля карбонатной толщи), sdj - отпрепарированные
силлы долеритов. Денудационно-аккумулятивные: alj - русло, пойма и первая надпойменная терраса нерас-
члененные, al2 - заболоченные русло, пойма и первая терраса нерасчлененные; заболоченные поверхности:
1т 1 - днищ термокарстовых котловин и нивальных ниш, 1т2 - днищ брошенных речных долин, 1т3 - днищ и
террас современных речных долин. Речные террасы: alu- вторая, alul - третья, alIV - четвертая, alv-
пятая терраса. Денудационные поверхности выравнивания: spj - первая, sp2 - вторая, sp3 - третья, sp4 -
четвертая, sp5 - пятая нерасчлененная, sp6 - шестая, sp7 - седьмая, sp8 - восьмая
78
Рис. 2 (а,б)
аэрофотоснимках такие склоны отличимы по светло-серому бесструктурному фототону.
Десерпционные и осыпные склоны развиты по Удже и ее основным притокам. Перечис¬
ленные три типа склонов являются основными естественными обнажениями отложений
кембрия, перми и юры в пределах территории.
Наиболее распространенными типами склонов территории являются пологие солифлюк-
ционные, характерные для кембрийских пород, и делювиально-солцфлюкционные склоны*
развитые в областях распространения пермских и юрских отложений. Оба эти типа склонов
занимают позицию между дном долины, площадкой террасы и более крутым склоном или
субгоризонтальной водораздельной поверхностью.
79^
Пологие солифлюкционные склоны характеризуются на аэрофотоснимках темно-серым
фототоном с густым отчетливым деллевым рисунком, ориентированным по падению скло¬
на. Их углы наклона составляют 1°30'-2°30'. И хотя обнажения коренных пород в их пре¬
делах отсутствуют, их развитие является надежным признаком кембрийских известняков.
Пологие делювиально-солифлюкционные склоны на аэрофотоснимках выражены серым
бесструктурным фототоном местами со слабо выраженным деллевым рисунком. Их углы
наклона 1°00'-1°30'. Морфологическое их отличие от солифлюкционных склонов обуслов¬
лено разными продуктами выветривания карбонатов и песчаников. В первом случае пре¬
обладает глина, а во втором - песок, что в условиях многолетнемерзлых пород обеспе¬
чивает разную влагопроницаемость и различия в ходе склоновых процессов.
Анализ пространственного распространения эрозионно-денудационных поверхностей
территории позволяет сделать вывод о том, что все крупные водотоки района испытали в
недалеком прошлом этап врезания. Эрозия была наиболее интенсивна в крупных долинах
Анабара, Уджи и Их основных притоков, но не добралось еще до верховьев мелких водо¬
токов. Причем эрозия проявилась как в узкой каньонообразной долине Анабара, так и в
широкой ящикообразной долине Уджи. Вероятнее всего ее причиной послужило снижение
уровня Мирового океана в максимум последнего оледенения. Выявляется отчетливая
закономерность замещения вниз по склонам долин пологих, более устойчивых склонов на
крутые, более динамичные. Полный профиль склона долины в поле пород кембрия состоит
из пологого солифлюкционного привершинного склона, сменяемого десерпционным
склоном средней крутизны и придолинным крутым обвально-осыпным склоном. Единствен¬
ным местом, где отмеченная закономерность резко нарушена, является долина Маята. Она
отчетливо разделяется на две части: верхняя северо-западного простирания, где пологие
склоны спускаются к широкому дну долины, и нижняя субширотная, где крутые склоны
поднимаются вплоть до пологих водораздельных пространств. Таким образом, геоморфоло¬
гический возраст долины на нижнем и верхнем ее участках различен. Вверху это хорошо
разработанная ящикообразная долина, а внизу - недавно врезанная V-образная. Здесь
налицо перестройка гидросети, при которой приток Анабара в ходе интенсивного врезания
перехватил верховья Кюрюктюра.
Наибольший интерес для палеогеографических построений представляют собой дену¬
дационно-аккумулятивные субгоризонтальные поверхности, фиксирующие этапы стабиль¬
ного положения базиса денудации. В ходе наших исследований в пределах рассматриваемой
территории, не считая речных террас, было выявлено десять гипсометрических уровней
таких поверхностей. Рассмотрим их, начиная с наиболее древних - наиболее высоких.
Поверхности десятого, девятого и восьмого уровней распространены в пределах тер¬
ритории в виде небольших площадок на вершинах столовых сопок, выработанных в
кембрийских карбонатах, тяготеющих к полосе триасовых интрузий. На них не сохранилось
чехла рыхлых отложений, только тонкий слой структурного элювия, поэтому об их воз¬
расте судить сложно, но они однозначно послетриасовые.
Поверхность десятого уровня имеет абсолютные отметки в диапазоне 290-295 м и
развиты в междуречье Кычкина и Федора (левых притоков Анабара) в виде двух фраг¬
ментов 7-8 км длиной и 1,5-2 км шириной.
Поверхность девятого уровня представлена двумя фрагментами по правому и левому
борту Кычкина с отметками 242-251 м. Размеры наибольшего фрагмента 5x2 км.
Поверхность восьмого уровня сохранилась в виде фрагментов на водоразделе Кычкина и
Учахытарбата, а также по обе стороны Маята. Наибольших размеров достигает реликт
поверхности между Маятом и Очуосом (9x9 км). Высотные отметки этой поверхности 221-
235 м.
На поверхности седьмого уровня и более низких поверхностях сохранились чехлы
рыхлых отложений, отмеченные на геологических картах как "неоген-четвертичные" га¬
лечники, мощность которых достигает первых десятков метров. В этих отложениях развиты
процессы морозного пучения и термокарстовые явления, поэтому на аэрофотоснимках они
имеют характерный пятнистый фототон, резко контрастирующий со струйчатым деллевым
рисунком обрамляющих склонов.
Судя по широкому распространению ее реликтов, первоначально седьмая поверхность
представляла собой обширную равнину, расположенную вблизи базиса денудации с
выступающими столовыми горами, образованными долеритовыми силлами и фрагментами
более древних поверхностей выравнивания, В эпоху снижения уровня Мирового океана в ее
пределах происходило образование карстовых полостей, а в периоды приближения базиса
80
денудации к ее уровню по ее поверхности блуждали водотоки, сформировавшие на поверх¬
ности песчано-галечный чехол мощностью до 20-25 м [7].
В ходе дальнейшего прерывистого снижения базиса денудации была сформирована
нисходящая лестница субгоризонтальных денудационных, уровней и цокольных речных
террас. Поверхности ступеней лестницы покрыты галечниковыми чехлами, сформирован¬
ными синхронно с образованием самого геоморфологического элемента. В ранних работах
толща галечных отложений водоразделов считалась единой, а спектр фаунистических нахо¬
док из нее от палеогена до квартера объясняли переотложения фауны в первом случае и
засорением проб во втором [8]. Предлагаемая схема позволяет по новому взглянуть на
природу этих отложений.
По нашим представлениям, с каждым из выделенных гипсометрических денудационных
уровней связана своя генерация отложений. Таким образом, в водораздельном комплексе
кайнозойских осадков территории фрагментарно сохранилась геологическая летопись кай¬
нозойской истории развития рельефа. Такой подход позволяет более полно реконструи¬
ровать эволюцию речной сети рассматриваемой территории. Этот вопрос требует отдель¬
ного рассмотрения, но предварительные материалы подтверждают выводы о существенной
перестройке речной сети в конце кайнозоя, сделанные нами на основании изучения мор¬
фологии речных долин.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Ермолов В.В. Вопросы составления геоморфологических карт при среднемасштабной комплексной
геологической съемке северных районов. Л.: НИИГА, 1958. 34 с.
2. Методические указания по составлению геоморфологических карт при средне- и крупномасштабной
геологической съемке / Сост. Г.С. Ганешин. Л.: ВСЕГЕИ, 1980. 60 с.
3. Прокопчу к Б.И., Сочнева Э.Г., Скосырев В.Л. Первая находка реликтов отложений карбонового
возраста в бассейне реки Анабар (Западная Якутия) // Докл. АН СССР. 1970. Т. 193, № 5. С. 1137-1139.
4. Ковальская В.Т., Михалев Г.П. О меловых отложениях в низовьях реки Эбелях (северная Якутия) //
Палинологическая характеристика палеозойских, мезозойских и кайнозойских отложений Якутии. Якутск:
Якутсккнигоиздат, 1971. С. 68-74.
5. ПинчукЛ.Я. Возраст и генезис кайнозойских отложений по аэрофотогеологическим признакам // Россып¬
ная алмазоносность Средней Сибири. Л.: Недра, 1973. С. 10-24.
6. Косыгин Ю.А. Тектоника. М.: Недра, 1983. - 536 с.
7. Жуков В.В., Горина И.Ф., ПинчукЛ.Я. Кайнозойские алмазоносные россыпи Анабаро-Оленекского
междуречья. Л.: Недра, 1968. 143 с.
8. Борщева Н.А. Строение и история формирования древних долин Анабаро-Уджинского междуречья // Уч.
зап. НИИГА. Per. геол. 1969. Вып. 16. С. 105-108.
ОИГГиМ СО РАН, Новосибирск Поступила в редакцию
29.12.95
GEOMORPHOLOGY OF THE ANABAR-UDZHA INTERSTREAM AREA
I.S. NOVIKOV
Summary
Detailed geomorphological study has shown that drainage network of the region had at least one basic alteration
during Cenozoic period. Widespread areal prevalence of denudation planation surfaces was revealed: within the
altitudinal range 125-290 m there are more than ten such surfaces but not one or two as it was considered earlier. On the
less than 200 m levels there are extant covers of subaerial loose deposits, that serve as intermediate collectors of
kimberlitic minerals.
81
УДК 55.1.248.2(571.151)
© 1999 г. Е.А. РОГОЖИН, Б.М. БОГАЧКИН, Ю.В. НЕЧАЕВ,
С.Г. ПЛАТОНОВА, В.П. ЧИЧАГОВ, О.А. ЧИЧАГОВА
СЛЕДЫ СИЛЬНЫХ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ ПРОШЛОГО
^ В РЕЛЬЕФЕ ГОРНОГО АЛТАЯ1
Введение
Палеосейсмологические исследования все более широко применяются во многих странах
для выявления реального уровня сейсмической опасности для районов, не обеспеченных в
достаточной мере сейсмостатистическими данными. Одним из таких районов на территории
Российской Федерации является Горный Алтай. В его юго-восточной части авторами в
1996 и 1997 гг. были проведены полевые исследования с целью определения уровня
современной геологической и доисторической сейсмической активности района Курайской
и западной части Чуйской впадин, смежных склонов Курайского и Северо-Чуйского
хребтов.
По данным, полученным ранее с помощью внерегиоцального сейсмотектонического
метода оценки сейсмического потенциала, исследуемая территория характеризуется
максимальной возможной магнитудой (Ммакс) ожидаемых землетрясений равной 7,5 ± 0,2
[1, 2]. Эти данные согласуются с высоким уровнем сейсмичности расположенного южнее
Монгольского Алтая} где известны многочисленные очень сильные землетрясения [3], в
частности, и в XX веке. Причем тектонические структуры Горного Алтая являются прямым
северо-западным продолжением, структур Монгольского Алтая. Однако ни в историческое
время, ни в инструментальный период сейсмологических наблюдений землетрясения с таки¬
ми магнитудами и вообще сильные местные толчки на Горном Алтае не отмечались [4].
Поэтому главной задачей исследований было выявление и картографирование активных на
современном этапе геологических структур (разломов, складок, блоков), поиски следов
связанных с ними доисторических сильных Землетрясений, картографирование первичных и
вторичных палеосейсмодислокаций, определение времени возникновения этих древних
сейсмических событий.
Современные активные геологические структуры
На территории юго-восточной части Горного Алтая удается выделить многочисленные
активные голоценовые геологические структуры ССЗ и близширотного простираний.
Первое из названных направлений наследует палеозойский структурный план, второе
характерно для наложенных структур альпийской активизации [5, 6]. К структурам ССЗ
ориентировки относятся Чайбеккольский и Чибитский разломы (рис. 1), имеющие азимут
простирания 335-345° и кулисообразно подставляющиеся в зоне близширотного Курайского
разлома. Оба эти разлома в современном рельефе выражены в виде цепочек линейных
узких впадин и седловин на пересекаемых ими положительных формах рельефа. На
отдельных протяженных участках они контролируют речную сеть. Так, к Чайбеккольскому
разлому приурочены ущелистые участки долин рек Чибитки и Каракудюра, а к Чибит-
скому - прямолинейный исток р. Менки и коленообразный изгиб долины р. Чуй, распо¬
ложенный к западу от Курайской впадины. Смещение молодых русел ручьев и рек, пере¬
секаемых разломами ССЗ ориентировки, позволяет предположить наличие активных право¬
сторонних подвижек вдоль них. В то же время, голощеновая деформация древнего, покину¬
того русла р. Чуй в районе верховьев р. Менки доказывает присутствие значительной
вертикальной взбросовой составляющей современных движений по зоне Чибитского раз¬
лома.
Из близширотных структур наиболее выразительна цепь молодых антиклиналей, рассе¬
кающих Курайскую впадину на две неравные части: северную - неглубокую и относительно
приподнятую - и южную - глубоко прогнутую и относительно погруженную. Антикли¬
нальная гряда (назовем ее Центральнокурайской) образована шестью отдельными, не
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проекты 96-05-64014.95-05-79058 и 97-05-79015).
82
Рис. 1. Структурная карта района Курайской впадины
1 - дочетвертичные образования; четвертичные отложейия: 2 - ледниковые морены, 3 - аллювиальные, озерные, флювиогляциальные; 4 - оси крупнейших новейших
антиклиналей; 5 - разломы прослеженные и предполагаемые; 6 - молодой грабен; палеосейсмодислокации; 7 - эскарпы сейсморазрывов, 8 - обвалы, каменные лавины и
оползни; 9 - траншеи и их номера; 10 - направление течения р. Чуй
СКВ, ЮКВ - северная и южная части Курайской впадины; ЦКА - Центральнокурайская антиклинальная гряда; ЧУБ - Чаган-Узунский блок; ЧВ - Чуйская впадина.
Цифры в кружках: 1 - Чайбеккольский разлом, 2 - Чибйтский разлом, 3 - Курайский разлом
вполне соосными антиклиналями (рис. 1), в ядрах которых обнажаются древние литифи-
цированные породы палеозойского (кембрийского, девонского, каменноугольного) и
допалеозойского (синийского) возраста. В западной части Курайской впадины древнее ядро
такой складки имеет четко выраженную антиклинальную форму и осложнено несколькими
хорошо выраженными взбросами. Крылья антиклиналей образованы глинами плиоцена,
песками и пудинговыми суглинками плейстоцена, также образующими пологие мелкие
антиклинальные складки. Отдельные антиклинали гряды разделены долинами пропили¬
вающих ее рек и ручьев. Кулисообразное взаимное расположение осей складок в пределах
гряды может быть объяснено наличием серии сопряженных с антиклиналями активных
правосторонних сдвигов СЗ простирания, как бы расчленяющих единую антиклинальную
гряду на ряд подставляющих друг друга по простиранию несоосных сегментов. С севера и
юга складки антиклинальной Центральнокурайской гряды обрамляются активными на
голоценовом этапе разломами, которые часто выражены в рельефе в виде заметных
эскарпов - невысоких (до 1,5-2,0 м) уступов протяженностью в несколько километров.
Другой активной структурой близширотного простирания является хорошо известный
Курайский разлом, обрамляющий одноименную впадину с севера. В зоне этого разлома,
отчетливо выраженной в рельефе тремя крупными уступами на южном склоне Курайского
хребта и понижениями близширотно ориентированных долин ручьев у его подножия,
имеются признаки очень молодых движений. В частности, наблюдается надвигание в южном
направлении палеозойских пород и толщ неогена на четвертичные осадки [5, 7, 8].
Признаки современной геологической активности отмечаются и по другим разломам
обоих упомянутых выше структурных направлений [9, 10]. s
Сейсмическая активность Чуйско-Курайской зоны
и следы сильных землетрясений прошлого
Сильные землетрясения с магнитудой более 6 за исторический и инструментальный
периоды наблюдений в исследуемом районе не фиксировались. Однако целая серия слабых
сейсмических толчков (М = 3,0-4,0) зарегистрирована в районе Курайской впадины и в
долине р. Чуй к западу от нее [4, 5]. Отмечается приуроченность некоторых эпицентров к
Центральнокурайской антиклинальной гряде и к разломам северного, южного и восточного
обрамления впадины. Эпицентры слабых толчков сопровождают также Чайбеккольский,
Курайский и Южно-Курайский разломы. Следовательно, рассмотренные выше активные с
геологической точки зрения структуры являются также активными и в сейсмическом
отношении.
На первый взгляд наиболее подходящими структурами, способными породить высоко-
магнитудные сейсмические события, являются активные разломы, обрамляющие с севера и
юга Центральнокурайскую антиклинальную гряду и четко выраженные в рельефе в виде
эскарпов. Чтобы установить сейсмический потенциал этих разломов, их приповерхностное
строение было изучено в траншеях.
Первая траншея пройдена в 1996 г. в 2 км западнее с. Курай вкрест простирания полу¬
тораметрового эскарпа активного разлома, обрамляющего гряду с юга (рис. 1, 2). На
глубинах 0,5-1,0 м видно, что серия из трех-четырех крутых и пологих взбросов, погру¬
жающихся в северном направлении, нарушает и смещает в разрезе голоценовых отложений
прослои разноокрашенных галечников, палеопочв, горизонты древесных углей с вертикаль¬
ной амплитудой 5—15 см. Отмечается также фациальное изменение состава образующих
разрез пород вкрест простирания зоны разлома. Из траншеи отобраны образцы угля,
костей животных, древесных щепок. В радиоуглеродной лаборатории Института географии
РАН получены 14С-датировки древесного угля 345 ± 30 лет (ИГАН-1702) и щепок 324 ± 30
лет (ИГАН-1692), свидетельствующие об очень молодом возрасте (не ранее 1700-го года)
смещений по вскрытым траншеей активным взбросам. Эти тектонические нарушения,
выраженные в рельефе в виде эскарпа, мы интерпретируем как сейсморазрыв, т.е. как
выход на дневную поверхность сейсмического очага сильного землетрясения в виде первич¬
ных - сейсмотектонических - деформаций.
Второй траншеей в 1997 г. был вскрыт двухметровый эскарп на северном крыле Цен¬
тральнокурайской антиклинальной гряды (рис. 1, 2), выработанный в неогеновых глинах на
границе с заболоченным участком поверхности. В разрезе наблюдается надвигание
неогеновых пород в северном направлении по пологому надвигу, поверхность сместителя
которого сопровождается сравнительно мощной (3-5 см) глинкой трения. В висячем крыле
84
Рис. 2. Геологические разрезы по траншеям № 1 и № 2 через южный и северный палеосейсмические
эскарпы Центральнокурайской антиклинали (см. рис. I)
Четвертичные образования: 1 - современная почва, 2 - погребенная почва, 3 - палеопочва в
коллювиальных клиньях, 4 - торф, 5 - супеси серо-бурые с редкими включениями Щебня. 6 - суглинки серо¬
зеленые (в траншее № 1) и желтые (в траншее № 2), 7-суглинки с включениями гравия, 8 - пески
пылеватые темно-серые (в траншее № 1) и пепельные (в траншее № 2), 9 - пески глинистые зеленовато¬
серые с включениями гравия, 10 - пески серые крупнозернистые, 11 - пески желтые с примесью гравия,
12 - гравийник серо-зеленый, 13 - горизонт бурого гравия, 14 - древесный уголь, 15 - щепки; неогеновые
отложения: 16 - глины буровато-серые, 17 - глины серо-зеленые; 18 - глинка трения; 19 - разрывные
нарушения; 20 - поверхность болота; 21 - места взятия проб на радиоуглеродный анализ и их номера; 22 -
ориентировка траншей
85
86
надвига отчетливо выделяются зияющие трещины, заполненные палеопочвами (так
называемые коллювиальные клинья). Отмечается изгибание и выполаживание с глубиной
одной такой клиновидной трещины в виде листрического взброса. Реконструкция перво¬
начального строения этого эскарпа показала, что здесь в прошлом образовался козырь-
ковый надвиговый уступ на дневной поверхности с вертикальной амплитудой порядка 2 м.
Возникновение подобной структуры возможно лишь при импульсной подвижке, вызванной
сильным землетрясением. Поэтому и данный эскарп мы интерпретируем как палеосей¬
смодислокацию первичного типа. Абсолютный возраст образцов палеопочв, отобранных из
коллювиальных клиньев (см. рис. 2, № 2), определен радиоуглеродным методом в 7820 ±
± 140; 2850 ±110 и 1040 ± 80 лет (ГИН-9085, ГИН-9081 и ГИН-9082). Это значит, что
формирование рассматриваемого эскарпа не было одноактным и что породившие эту
структуру землетрясения произошли приблизительно 8000, 2800 и 1000 лет тому назад.
Прослеживание описанных эскарпов по простиранию на местности и по космическим
снимкам показало, что северный сейсморазрыв с перерывами протягивается более чем на
90 км и трассируется из Курайской котловины в западную часть Чуйской впадины, где с
сецера ограничивает активную в голоцене антиклиналь. А разрыв по южному борту Цен¬
трал ьнокурайской антиклинали прослеживается на 70-75 км. Такая длина сейсморазрывов
соответствует размеру сейсмического очага примерно в 100-120 км, что характерно для
землетрясений с М = 7,5.
Еще один непротяженный палеосейсморазрыв СЗ ориентировки пересекает сухое
древнее русло р. Чуй примерно в 6 км к ВЮВ от пос. Акташ. Здесь из кармана палеопочвы
в опущенном крыле эскарпа крутого древнего сейсмогенного сброса был взят образец на
определение абсолютного возраста, оказавшегося равным 2440 ± 140 годам (ИГАН-1700).
Учитывая близкую датировку одного из образцов погребенной почвы из коллювиального
клина на северном склоне Центральнокурайской антиклинали (2850 ± 110 лет, ГИН-9081),
можно полагать, что землетрясение, сформировавшее данный сбросовый уступ, случилось
где-то в промежутке между этими двумя датами, т.е. 2400-2800 лет назад.
Для воссоздания размеров палеоочагов землетрясений были также привлечены сведения
о распределении изученных нами древних вторичных сейсмодислокаций. Цепочка крупных
горных обвалов обнаружена в нескольких местах, в частности, по бортам долины р. Чуй на
отрезке от устья р. Дейлюгем до пос. Чибит и в пределах узкой части долины Чуй между
Курайской и Чуйской впадинами (рис. 1, знак 8). Ца первом из них на расстоянии около
25 км было обнаружено десять обвалов с объемом обвальных масс от 5 до 30 млн. м3 и один
оползне-обвал, протягивающийся почти на километр поперек долины Чуй. На втором
участке длиной в 20 км, по данным Й.В. Бутвиловского [9], насчитывается свыше
30 обвалов, в восьми из которых объемы перемещенных пород превышают 10 млн. м3.
Несколько крупных обвалов объемом 15-20 млн. м3 выявлено также в долине р) Ч'ибитки,
правого притока Чуй (рис. 1).
Морфология обвалов свидетельствует об их образовании в результате мощной встряски,
возникающей обычно при сильных сейсмических событиях. По большей части мы имеем
здесь дело не с простыми обвалами, а скорее с каменными лавинами, когда фронтальная
часть тела обвала отделена от области его зарождения заметным понижением, а амплитуда
субгоризонтального перемещения материала аномально велика. Это позволяет предпо¬
ложить скольжение обвального тела на подстилающей воздушной подушке. Такой меха¬
низм перемещения материала "катастрофитов" описан для данного района В.В. Бутви-
ловским [9], а аналогичная характерная морфология сейсмогенных каменных лавин была
изучена авторами статьи в плейстосейстовой зоне разрушительного Рачинского землетря- * 7Рис. 3. Сейсмогенные обвалы и оползни в долине р. Чуй ниже пос. Чибит, в районе устьев рек Ярбалык и
Бока
1 - коренные склоны долины р. Чуй с условными горизонталями (бергштрихи - по падению склона);
2 — зоны отрыва обвалов и оползней; 3 - зоны транспортировки обвально-оползневых масс; 4 - тела обвалов
и оползней; фронтальные зоны: 5 - обвалов и каменных лавин, 6 - оползневых валов;
7 - пролювиальные конусы выноса; 8 - делювиально-коллювиальные шлейфы; 9 - поверхности террас;
уступы террас: 10 - низких и средних, 11- высоких; 12 - пойма р. Чуй; 13 - моренные холмы и гряды;
14 - разломы: а - выраженные в рельефе, б - предполагаемые; 15 - абсолютные высоты, м; 16 -
относительные высоты террас, м; 17 - направление течения рек; 18 - местоположение траншеи № 3 (см.
рис. 4) ;
87
Рис. 4. Сейсмогенные обвалы в ущелье долины р. Чибитки и обвально-подпрудное озеро Чайбекколь
Условные обозначения см. на рис. 3
сения 1991 г. в Грузии [11]. Следует отметить также, что большинство закартированных
нами обвалов располагается в пределах зон активных разломов.
Рассмотрим наиболее представительные из изученных нами сейсмогравитационнмх
форм рельефа.
В низовьях р. Чуй первый обвал появляется в 45 км выше ее устья (в районе 752-го км
Чуйского тракта), хотя на протяжении почти 80 км - от впадения Чуй в Катунь до not.
Чибит - относительная высота и морфология бортов долины реки остаются почти
неизменными. Этот обвал расположен на левобережье Чуй, в 0,5 км ниже впадения в нее
р. Дейлюгем. Объем его аккумулятивного тела составляет более 20 млн. м3, протяженность
вдоль борта долины около 1 км, высота ниши отрыва обвальных масс - 600 м. Он сорвался с
выступа коренного склона, перекрыл поверхности 40-, 30-, 10- и 5-метровой террас левого
берега и завалил русло Чуй, образовав естественную плотину. Река сравнительно быстро
«пропилила ее, проложив русло в/ обход фронта обвала и размыв при этом ряд право-
бережных террас Чуй. Интенсивный врез.русла р. Чуй на этом участке продолжается по сей
день. По-видимому, данный обвал по времени образования синхронен сейсморазрыву,
вскрытому траншеей № 1 на южном склоне Центральнокурайской антиклинальной гряды.
Выше по долине Чуй, на участке между притоками Ярбалык, Бока и Нижн. Карасу, на
расстоянии немногим более 5 км наблюдаются сразу шесть крупных палеосейсмоде¬
формаций: три обвала и один обвал-оползень по правому борту долины и два обвала - по
левому (рис. 3). Первый из представленных на рисунке обвалов протягивается вдоль
коренного склона более чем на 1000 м и выдвигается в долину Чуй на 300-400 м, пере¬
крывая террасы высотой 40, 30 и 20 м и спускаясь на пойму. Он возвышается над 40-метро¬
вой террасой на 60-70 м и имеет уплощенную поверхность с некоторым понижением в
тыловой части. Объем его тела достигает 17 млн. м3. Следующая сейсмогенная структура,
находящаяся на правобережье Чуй в 1,5 км ниже устья р. Бока, представляет собой оползне-
обвал. Он перегораживает долину Чуй почти на всю ее ширину и выражен серией валов
высотой до 20-30 м, вытянутых в направлении движения по поверхности 40-, 30- и 15-
метровой террас. Общая протяженность оползне-обвала свыше 1000 м, ширина до 500 м,
объем перемещенных пород не менее 10 млн. м3. Восточнее к нему примыкает типичный
обвал с объемом коллювиальных образований более 15 млн. м3, который ложится на 30- и
12-15-метровую террасы и продвигается далеко в пойму Чуй, отклоняя русло реки к югу.
Обе эти гравитационные формы имеют общую зону отрыва обвальных масс, однако, судя
по облику и расположению в долине, обвал моложе соседнего оползня. По правому борту
долины Чуй в 0,8 км выше устья р. Бока наблюдается еще один обвал, аккумулятивное тело
которого объемом около 7 млн. м3 распласталось непосредственно в пойме реки.
Обвалы, сошедшие с левого борта долины Чуй выше и ниже устья р. Бока, располага¬
ются точно напротив обвалов правого борта (см. рис. 3). В отличие от последних, они
опираются на 3-5-метровую террасу, не распространяясь на пойму, их аккумулятивные тела
частично размыты рекой. Следовательно, левобережные обвалы возникли раньше, чем
правобережные. Это подтверждают и данные радиоуглеродного анализа. 14С-датировки
органических остатков (древесный уголь, обломки стволов деревьев), извлеченных из-под
обвалов, перекрывающих 5-метровую террасу, показали их возраст 1880 ± 40 и
1900 ± 50 лет (ГИН-9087, ГИН-9088). А абсолютный возраст палеопочв, захороненных под
обвалами, выдвигающимися в пойму р. Чуй, определен в 170 ± 40 и 220 ± $0 лет (ГИН-9084,
ГИН-9086). Исходя из этого можно утверждать, что на данном участке обвалы, достига¬
ющие поцмы реки, возникли при самом последнем сильном сейсмическом событии в
описываемом регионе.
Два крупных сейсмогенных обвала обнаружены в ущелистой части долины р. Чибитки
(район 9-11-го км автодороги пос. Акташ - пос. Усть-Улаган). Один из них, объемом свыше
15 млн. м3, сошедший с обоих бортов долины, образовал естественную плотину, выше
которой возникло озеро, имеющее сейчас длину более 4 км и ширину до 600 м (рис. 4).
В траншее, пересекающей тело обвала (рис. 4, № 3), вскрываются переслаивающиеся озер¬
ные и пролювиальные отложения, сформировавшиеся в основном за счет перемыва ниже¬
лежащих обвальных масс. В одном из горизонтов этих осадков собраны древесные угли, по
которым определен абсолютный возраст вмещающих пород - 2098 ± 100 лет (ИГАН-1689).
Следовательно, данный обвал возник не позднее, чем 2100 лет назад.
Еще две датировки, непосредственно указывающие на время образования обвальных тел,
удалось получить в пределах западной окраины Курайской впадины. Из-под обвала,
расположенного в 2 км западнее с. Курай у подножия южного склона Центральнокурай¬
ской антиклинальной гряды, был отобран образец погребенной почвы, возраст которой
89
определен радиоуглеродным методом как 4613 ± 100 лет, (ИГАН-1706). Абсолютный
возраст палеопочвы, захороненной под другим обвалом, находящимся в долине Чуй в 14 км
к западу от первого, оказался равным 4090 ± 50 годам (ГИН-9084). Можно полагать, что
землетрясение, вызвавшее оба эти обвала, имело место в период между 4100 и 4600 лет
назад. Интересно, что недалеко от первого обвала, на западной окраине с. Курай,
В.В. Бутвиловским [9] в разрезе аллювиально-пролювиальных отложений конуса выноса
р. Курайки получена 14С-датировка 4590 ± 30 лет (СОАН-2375), фиксирующая резкую смену
характера осадконакопления в долине этой реки. Вполне вероятно, что это было связано с
сильным сейсмическим событием.
В грабенообразной Чаган-Узунской теснине р. Чуй, где, как упоминалось, насчитывается
более 30 обвалов, в первую очередь обращает на себя внимание сейсмообвал типа каменной
лавины, сошедший с правого борта долины Чуй между реками Сухая и Саканда. Лавина
на целый километр распласталась по поверхности 40-45-метровой террасы, частично
перекрыв опирающийся на эту террасу голоценовый конус выноса субаэральной дельты
р. Саканды, и спускается с бровки террасы к пойме р. Чуй. Тело лавины объемом около
35 млн. м3 "оторвано" от коренного склона, на его поверхности наблюдается ряд изо-6
метричных холмиков, что весьма характерно при захвате обвальными массами огромных
объемов воздуха и движений их на воздушной подушке [9].
В 4 км выше по течению Чуй, на левом борту долины напротив устья р. Куэхтанар
располагается грандиозный Сукорский обвал объемом свыше 80 млн. м3, протягивающийся
вдоль коренного склона почти на 3 км при ширине 0,7-1,3 км (рис. 5). Этот обвал ранее
принимали за морену Куэхтанарского ледника [7, 12 и др.], однако проведенные
В.В. Бутвиловским [9] детальные исследования на данном участке позволили четко
отделить коллювиальные образования от ледниковых и оконтурить аккумулятивное тело
обвала. .
Структура тела Сукорского обвала указывает на .то, что его формирование не было
одноактным, а происходило в несколько ф&з, разделенных вб времени. Это подтверждают
приводимые ниже данные.
Некоторые из сейсмогенных обвалов в долине Чуй в прошлом полностью пере¬
гораживали течение реки, в связи с чем образовывались запрудные озера. Одни озера были
эфемерными, другие существовали длительное время и, исчезнув, оставили после себя
следы в виде озерных отложений - рыхлых песков и глин. Осадки озерного генезиса
распространены и в районе устья р. Куэхтанар. Подверженный в настоящее время дефляции
песчаный массив протягивается здесь вдоль русла Чуй на 3,5-4 км при ширине 500-600 м.
Пески имеют мощность до 4-5 м и залегают на высоте от 5 до 30 м над урезом реки,
заполняя понижения в моренных и обвальных образованиях и перекрывая поверхности
террас соответствующей высоты. В них содержится много органики: стволов и веток
деревьев, древесных углей. Перечисленные органические остатки были собраны нами из
разреза озерных песков вблизи абсолютной отметки 1736 м (см. рис. 5) в интервале глубин
0-15, 29-34, 51-63 и 94-107 см. Радиоуглеродным'методом получены следующие их
датировки (сверху вниз по глубине): 238 ± 30 лет (ИГАН-1705), 1226 ± 160 лет (ИГАН-1701),
1067 ± 160 лет (ИГАН-1695) и 1620 ± 92 лет (ИГАН-1704). В 1,5 км западнее упомянутого
разреза В.В. Бутвиловским [9] в аналогичных песках определен возраст органических
остатков 1610 ± 23 и 2425 ± 30 лет, а в залегающих'гипсометрически выше (более 30 м над
Чуей) озерно-аллювиальных отложениях - 5530 ± 80 и 6325 ± 30 лет. Приведенные
абсолютные датировки свидетельствуют, по нашему мнению, о двух фазах схода Сукор¬
ского обвала, случившихся примерно 2500 и 6400 лет назад и явившихся причиной
возникновения длительно существовавших в данном месте подпрудных озерных бассейнов.
Еще более древние осадки ,обвально-подпрудного озера отмечены В.В. Бутвиловским в
долине Чуй в 10 км ниже устья р. Куэхтанар. Абсолютный возраст содержащихся в этих
отложениях органогенных тел составляет 7530 ± 60 и 8700 ± 65 лет [9].
В зоне отрыва Сукорского обвала наблюдается гравитационная форма, отчетливо
обособляющаяся от основного его тела. Эта форма, названная В.В. Бутвиловским [9]
каменным глетчером, на наш взгляд, представляет собой структурный оползень. Он име¬
ет довольно свежий вид. и испытал подвижку, скорее всего, при последнем сильном
Рис. 5. Сейсмогенные обвалы в долине р. Чуй между Курайской и Чуйской впадинами в районе устья
р. Куэхтанар (схема составлена с использованием материалов В.В. Бутвиловского [9])
Условные обозначения см. на рис. 3 - .
91
землетрясении, как и группа располагающихся поблизости молодых по облику обвалов.
Из-под одного из них, находящегося на правобережье Чуй между реками Куэхтанар и
Мёштуерык (см. рис. 5), удалось извлечь погребенную почву. Радиоуглеродный анализ по¬
казал ее абсолютный возраст 213 ± 11 лет (ИГАН-1698). Данная датировка вполне сопо¬
ставима с датировками, определяющими время возникновения сейсморазрыва на южном
склоне Центральнокурайской антиклинальной гряды (см. выше).
Обсуждение результатов
Полученные палеосейсмологические материалы и радиоуглеродные датировки свиде¬
тельствуют о том, что сильные сейсмические события, вызвавшие формирование рас¬
смотренных выше сейсморазрывов и гравитационных структур, произошли около 230, 1000,
2400-2800, 4100-4600 и примерно 8000 лет назад. Приведенные в предыдущем разделе
данные В.В. Бутвиловского [9] о возрасте отложений обвально-подпрудных озер в долине
р. Чуй дают возможность предполагать реальность еще двух древних землетрясений,
случившихся приблизительно 6400 и 9000 лет назад. Период их повторяемости составил,
таким образом, 1000-3000 лет. При этом отмечается удивительно хорошая корреляция
датировок палеоземлетрясений по разным типам сейсмодислокаций (рис. 6).
Первое в данном списке сейсмическое событие вызвало образование, близширотного
сейсморазрыва на южном склоне Центральнокурайской антиклинальной гряды, ряд круп¬
ных обвалов в долине р. Чуй на участке от устья р. Дейлюгем до пос. Чибит и на северном
борту долины Чуй между Чуйской и Курайской впадинами, а также, по-видимому, спо¬
собствовало спуску длительно существовавшего обвально-подпрудного озера в районе устья
р. Куэхтанар. Протяженность очага по этим поверхностным проявлениям может быть
оценена более чем в 120 км. Это сильное землетрясение в науке известно и даже имеет
собственное название - Монгольское 9. 12. 1761 г. По [13] его магнитуда оценивается в
7,7 ± 1,0, время возникновения - 17 час. 20 мин ± 6 час., интенсивность - 9-10 ± 2 балла,
координаты: 50,0° ± 2,0° с.ш. и 90,0° ± 2,0° в.д., а по [3] - М = 8,3, /q = 11, Координаты
эпицентра: 47,5° с.ш. и 91,8° в.д. Следовательно, при достаточно ясном представлении о силе
сейсмического события его местоположение точно не определено. .Собранные материалы
позволяют "привязать" очаг этой грандиозной сейсмической катастрофы прошлого к
Чуйско-Курайской зоне Горного Алтая и составить представление о характере его сейсмо¬
дислокаций.
Второе землетрясение сопровождалось выходом очага на поверхность в виде уступа на
северном склоне Центральнокурайской антиклинальной гряды, а также образованием
крупных обвалов и оползней в долине р. Чуй ниже пос. Чибит. Согласно радиоуглеродным
определениям, его возраст устанавливается около 1000 лет тому назад. Протяженность
очага, по-видимому, превышала 100 км, а амплитуда сейсмогенной подвижки составляла не
менее 2 м. Следовательно, его магнитуда может быть оценена в 7,2-7,5.
Землетрясение, случившееся в период между 2400 и 2800 лет назад, сопровождалось
выходом очага на поверхность в виде уступа в зоне Чибитского активного разлома СЗ
простирания с карманом аномально мощной древней почвы в сухом, брошенном русле Чуй
к ЮВ от пос. Акташ, парой встречных сейсмообвалов в зоне Чайбеккольского активного
разлома, перегородивших р. Чибитку и послуживших причиной возникновения оз. Чай-
бекколь, изменением динамики аллювиального осадконакопления р. Курайки [9] и
грандиозным Сукорским обвалом в районе устья р. Куэхтанар, который способствовал
-образованию подпруженного естественного водохранилища в верхней части Чаган-
Узунской теснины Чуй. Протяженность очага на основании этих его проявлений составляет
порядка 80 км. -
Сейсмическое событие, произошедшее 4100-4600 лет назад, вызвало несколько сейсмо-
генных обвалов с погребением коллювиальными массами горизонтов палеопочв на север¬
ном и южном склонах Центральнокурайской антиклинальной гряды. По-видимому, это
землетрясение повлияло и на изменение характера аллювиального осадконакопления в
долине р. Курайки, когда галечники резко сменили вверх по разрезу тонкообломочный
материал с богатым содержанием органики, который накапливался до этого на протяжении
долгого времени [9]. Размеры очага по этим данным оценить невозможно. Однако похоже,
что это сейсмическое событие произошло э том же очаге, что и Монгольское. Вероятно и
по магнитуде оно было близко к землетрясению 1761 г.
Двухметровый сейсмогенный уступ, изученный в траншее на северном склоне Централь¬
нокурайской гряды, создан по крайней мере тремя землетрясениями. Наиболее древнее из
92
Рис. 6. Распределение разных типов палеосейсмодислокаций во времени
14С-датировки, устанавливающие возраст органических остатков, захороненных: 1 - до землетрясения, 2 - во время землетрясения, 3 - после
землетрясения (а - датировки радиоуглеродных лабораторий ИГ РАН и Геологического ин-та РАН по сборам авторов, б - по материалам В.В.
Бутвиловского [9]); 4 - номера проб; 5 - временной диапазон, объединяющий датировки, относящиеся к одному и тому же сейсмическому событию; 6 -
предполагаемый момент землетрясения
них может быть датировано по возрасту палеопочвы в коллювиальном клине. Оно
произошло около 8000 лет назад. Поскольку высота сейсмогенного эскарпа превышает 1 м,
сила этого землетрясения, по-видимому, соответствовала магнитуде 7,0-7,5.
Одновременное во всех рассмотренных случаях проявление сейсмодислокаций разного
гейезиса и в разных местах той территории, которую в целом можно очертить как Чуйско-
Курайскую очаговую область, доказывает достоверность реконструированных палеозем¬
летрясений. А время их возникновения достаточно надежно устанавливается по радио¬
углеродным датировкам. Важно также то, что очаги одних палеоземлетрясений реали¬
зовались в зоне активных разломов близширотной ориентировки, а других - в зоне диаго¬
нальных Чибитского и Чайбеккольского дизъюнктивов.
Непосредственно к югу от изученного района на территории Северо-Западного Китая в
очаговой зоне Монголо-Алтайского (Фуюньского) землетрясения 1931 г. с.М = 8,3
китайские сейсмогеологи [14] провели палеосейсмологические исследования и определили,
что за голоцен в этом же сейсмическом очаге произошло три землетрясения примерно той
же магнитуды, что и Монгол о-Алтайское, с периодом повторяемости около 3000 лет, что
соизмеримо с полученными нами данными для Чуйскр-Курайской зоны.
Выводы
В результате проведенных полевых исследований удалось доказать, что в среднем
речении р.'Чуй, в Курайской и западной части Чуйской впадин в прошлом действительно
происходили очень сильные землетрясения с интенсивностью, соответствующей на поверх¬
ности 9-10 баллам. Ранее это предполагалось авторами на основании сходства сейсмо¬
тектонических условий Горного и Монгольского Алтая, а также согласно результатам
применения внерегионального сейсмотектонического метода оценки сейсмического потен¬
циала Алтая [1, 2]. Эти землетрясения оставили на поверхности первичные сейсморазрывы
и многочисленные сейсмогравитационные дислокации. Сейсмодислокации закартированы
на площади 100 х 30 км, что соответствует размерам эпицентральной зоны землетрясения с
магнитудой более 7. Определение абсолютного возраста первичных и вторичных сейсмо¬
дислокаций позволяет реконструировать, как минимум, пять неизвестных сейсмических
событий с периодом повторения от 1000 до 3000 лет. Поскольку на территории Алтайского
края и Республики Алтай имеется еще ряд потейциальных очагов сильных землетрясений,
предполагаемых на основании применения тех же сейсмотектонических методов, необ¬
ходимо пересмотреть общий уровень сейсмической опасности этой российской территории
и продолжить работы по розыску следов доисторических сейсмических событий и опреде¬
лению времени их возникновения.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Рейснер Г.И., ИогансонЛ.И. Сейсмический потенциал Западной России, других стран СНГ и Балтии //
Сейсмичность и сейсмическое районирование Северной Евразии. Вып. 1. М.: ИФЗ РАН. 1993.
С. 186-195. 1
2. Рогожин Е.А., Богачкин Б.М., Иогансон Л.И., Рейснер Г.И. и др. Опыт выделения и прослеживания
сейсмогенерирующих зон методами геолого-тектонического анализа на территории Западной Монголии и
Зайсано-Алтайской складчатой области // Сейсмичность и сейсмическое районирование Северной
Евразии. Вып. 2-3. М.: ОИФЗ. 1995. С. 132-152.
3. Землетрясения и основы сейсмического районирования Монголии. М.: Наука. 1985. 224 с.
4. Жалковский Н.Д., Кучай О.А., Мучная В.И. Сейсмичность и некоторые характеристики напряженного
состояния земной коры Алтае-Саянской области // Геология и геофизика. 1995. Т. 36. 10. С. 20-30.
5. Богачкин Б М. История тектонического развития Горного Алтая в кайнозое. М.: Наука. 1981. 131с.
6. Добрецов НЛ., Берзин Н.А., Буслов М.М., Ермаков ВД. Общие проблемы эволюции Алтайского
региона и взаимоотношения между строением фундамента и развитием неотектонической структуры //
Геология и геофизика. 1995. Т. 36. № 10. С. 5-19. г
7. Девяткин Е.В. Кайнозойские отложения и неотектониКа Юго-Восточного Алтая //Тр. ГИН. Вып. 126.
М.: Наука. 1965. 285 с.
8. Бондаренко П.М. Моделирование надвиговых дислокаций в складчатых областях. Новосибирск: Наука,
1976. 118 с.
9. Бутвиловский В.В. Палеогеография последнего оледенения и голоцена Алтая: событийно-катастро¬
фическая модель. Томск: Изд-во'ТГУ. 1993. 252 с.
10. Дельво Д., Тениссен К., Ван-дер-Мейер Р., Берзин Н.А. Динамика формирования и палеоструктура при
94
образовании Чуйско:Курайской депрессии Горного Алтая: тектонический и климатический контроль //
Геология и геофизика. 1995. Т. 36. № 10. С. 31-51.
11. Рогожин Е.А., Боганкин Б.М. Природа сейсмической активности Кавказа // Природа. 1993. № 4.
С. 32-41. "
12. Окишев П.А. Динамика оледенения Алтая в позднем плейстоцене и голоцене. Томск: Изд-во ТГУ. 1982.
210 с.
13. Новый каталог сильных землетрясений на территории СССР с древнейших времен до 1975 г. М.: Наука.
1977.535 с.
14. Ge Shumo, Во Meixiang, Zheng Fuwan, Luo Fuzhong. The Koktogay-Ertai Fault, Xinjiang, China // Journal of
Earthquake Prediction Research* 1996, V. 5, N 4. P. 470-504.
Объединенный институт физики Земли РАН, Поступила в редакцию
Алтайский государственный университет, 29.07.97
Институт географии РАН
TRACES OF ANCIENT EARTHQUAKES IN THE ALTAI MOUNTAINS
E.A. ROGOZHIN, B.M. BOGACHKIN, Yu.V. NECHAYKV, S.G. PLATONOVA,
V.P. CHICHAGOV, O.A. CHICHAGOVA
Summary
Paleoseismogeological field researches in the south-eastern part of Altai Mts. took place in the 1996 and 1997.
Seismodislocations of earlier unknown earthquakes was found in this region; their mapping and investigation in. the
mine-workings were fulfilled. Primary seismodislocations may be seen in recent landforms as low cliffs of large extent
and as thrusts in cross-sections. Landfalls, landslides and stone avalanches represent secondary seismodislocations.
Their C14 dating lies in the range 8000-200 b.p. The data obtained allow to consider the south-east parCof Altai Mts.
region to be apparently high seismic.
От редколлегии
Лидеру кавказского карстоведения и спелеологии, одному из основателей грузинской
национальной школы географического карстоведения, Лауреату Государственной премии
СССР, президенту Национального спелеологического общества Грузии, директору Инсти¬
тута географии им. Вахушти Багратиони Грузинской АН, зав. кафедрой геоморфологии и
геоэкологии Тбилисского университета, члену-корреспонденту Грузинской АН, профессору
Зурабу Константиновичу Таташидзе (Тинтилозову) 14 сентября 1998 г. исполнилось 70 лет.
Он широко известен своими фундаментальными комплексными исследованиями общих
проблем горного карста и пещероведения, геоморфологии классических карстовых регио¬
нов Грузии, Западного и Центрального Кавказа. При его участии открыты и исследованы
глубочайшие на нашей планете пещерные системы (Напра-Мчишта в Бзыбском массиве),
открыта и превращена в крупнейший научно-методический и туристический комплекс
знаменитая Новоафонская пещера, Цхалтубская пещера и др. З.К. Таташидзе - автор более
200 научных трудов, в том числе 10 монографий, среди которых такие работы, как "Карсто¬
вые пещеры Грузии: морфологический анализ" (1976), "Спелеологические провинции Боль¬
шого и Малого Кавказа" (1987), "Новоафонская пещерная система" (1983), "Карст и пещеры
Бзыбского массива" (1988), "Кадастр карстовых пещер Грузии" (1966) и др. Большое место в
его исследованиях занимают научно-методические проблемы, проблемы прикладной и
экологической геоморфологии. З.К. Таташидзе много сделал для укрепления тесного
сотрудничества и дружбы между геоморфологами Институтов географии АН Грузии и
Российской академии наук.
Редакция журнала "Геоморфология" и геоморфологи Института географии РАН сердеч¬
но поздравляют нашего общего друга и коллегу Батоно-Зураба со славным юбилеем,
желают ему новых творческих свершений, счастья, кавказского здоровья и грузинского
долголетия.
95
УДК 551.435.8(479.22)
© 1999 г. З.К. ТАТАШИДЗЕ
МОРФОЛОГО-ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
ГОРНОГО КАРСТА ГРУЗИИ
Общая характеристика
Область развития карстовых явлений в Грузии охватывает часть северного холмистого
окаймления Колхидской низменности и пограничную с ней периферию южного склона
Б. Кавказа, начиная от окрестностей оз. Эрпо (восточный рубеж) до р. Псоу (западный
рубеж). Это полоса горно-холмистого рельефа (длиной 305-325 км, шириной 3-35 км и
общей площадью около 5000 км^) делится ущельями рек Бзыбь, Ингури, Цхениспкали,
Риони и др. на обособленные известняковые массивы (рис. 1), общее количество которых
достигает нескольких десятков. Крупнейшие из них - высоко- и среднегорные массивы:
Арабика1, Бзыбский хребет, Асхи. В предгорной полосе четко выделяются конгломерато-
.вые районы Центрального Одиши и Абхазии (Дурипшское плато, Отхарская равнина,
Джальский район) с крупными кластокарстовыми полостями.
Горный карст Грузии развивается в чрезвычайно сложных условиях рельефа и геологи¬
ческого строения. Здесь представлены карбонатные породы верхней юры, все ярусы и
подъярусы меловой системы, а также нижнего палеогена общей мощностью более 2000 м.
Довольно часто в строении горных массивов чередуются неяснослоистые, слоистые и
массивные карстующиеся толщи; нередко эти породы, подстилаемые песчано-глинистыми и
вулканогенными отложениями байоса и бата, спускаются гораздо ниже (до 2000 м и более)
основных дренажных уровней (море, речные долины), что весьма важно для движения
подземных вод и развития карстовых явлений в глубинных частях карстосферы.
Наличие мощных известняковых толщ - одно из основных условий карстообразования.
Чем мощнее толща карстующихся пород, тем она неоднороднее по литологии и водо¬
проницаемости, и, следовательно, особенности карстопроявления в ней неодинаковы.
Горная известняковая область Грузии совпадает с зоной обильных атмосферных осадков
на южном склоне Б. Кавказа. Их суммарное годовое количество, с учетом так называемых
горизонтальных осадков, достигает местами не менее 3000 мм (при испарении 500-600 мм).
В целом, известняковая полоса Грузии во все времена года получает большое количество
осадков, что особенно бросается в глаза в Абхазии, где их годовая суммарная величина как
на низких, так и высоких массивах редко бывает менее 1500 мм. Наибольших величин
суммы осадков достигают на высоких массивах в холодный период. Так, на Гагрском хребте
зимние осадки составляют более 34% общей годовой суммы. Этот процент еще более высок
на Бзыбском хребте.
Одно из основных условий, во многом определяющее морфологические черты как
поверхностного, так и глубинного карста, - это структурно-тектонические особенности
известняковых массивов. Избирательный характер карстообразования и его связь с
тектонической трещиноватостью бесспорно доказывается на примере изученных горных
известняковых массивов. Здесь мы имеем в виду результаты, которые были получены не
только в процессе исследования самих карстовых полостей, но и при бурении структурных
скважин во время строительства транспортных и гидротехнических сооружений. Так, при
пробивке 15-километрового крупнопрофильного (9 х 9 м) деривационного тоннеля
ИнгуриГЭС, строители только лишь в трех местах встретили незначительные по величине
карстовые полости [1]. Более крупные пещеры были вскрыты при строительстве
деривационных тоннелей меньших сечений ТкибулиГЭС и РиониГЭС [2], .а при пробивке
транспортного тоннеля Новоафонской пещеры, лишь на 601 м от входа была вскрыта
крупная обводненная полость, оказавшаяся составной частью Новоафонской пещерной
системы [3].
0 характере трещиноватости горных массивов можно судить по преобладающим типам
продольных сечений многочисленных карстовых полостей, а также и по их морфологиче¬
ским особенностям. Так, в условиях платформенного режима Дзирульского кристалличе¬
1 На Арабике находится высшая точка карстовой области Грузии - Пик спелеологов (2757,6 м над
уровнем моря), немногим ниже - Бзыбский (2607 м) и Асхский (2519 м) массивы.
96
Рис. 1. Схема размещения карстовых массивов Западной Грузии
1 - карстовые массивы: I - Арабшсский, II - Бзыбский, III - Гудаутский, IV - Гу ми ш ха- П сирцхи иски й, V -
Чаамский, VI - Цебелдинский, VII - Панявская группа, VIII - Джальский, IX - Охачкуэ, X - Квира, XI -
Гауча, XII - Мингария, XIII - Асхи, XIV - Одишский, XV - Уртинский, XVI - Упагира (Группа массивов),
XVII - Хвамльский, XVIII - Цхалтубский, XIX - Окрибо-Аргветский, XX - Рачинский, XXI -
Верхнеимеретинский, XXII - Кударойский; 2 - границы карстовых массивов
ского массива в горизонтально залегающих верхнемеловых слоистых известняках господ¬
ствуют трещины напластования и соответственно с этим субгоризонтальные пещеры; а в
зоне геосинклинального режима особенности движения подземных вод и заложения
карстовых полостей всецело контролируются нарушениями дизъюнктивного характера. И
действительно, все крупные полости, залы и проходы изученных пещер Кавказа (например,
Новоафонской, Снежной, Цхраджварский и др.) подтверждают их формирование на участ¬
ках повышенной трещиноватости и раздробленности толщ.
Избирательность закарстованности карбонатных пород наглядно подтвердилась
электроразведочными работами (ВЭЗ, КВЭЗ, ПВЭЗ и др.) на территории проектируемого
курорта Гагра Альпийская, в окрестностях Нового Афона, у выходов мощного воклюзского
источника Мчишты (Абхазия) и др-.- [4, 5]. Данные глубоких скважин позволяют также
утверждать, что в недрах горных карстовых массивов движение воды контролируется,
главным образом, наличием раскрытых трещин. При этом, разгрузка вод, в зависимости от
конкретной геоморфолого-гидрогеологической обстановки, может происходить в любых
условиях: как на дне моря, так и на различных гипсометрических уровнях суши - на склонах
ущелий и хребтов. Максимальная глубина закарстовывания в карстовой полосе южного
склона Б. Кавказа составляет более 400 м! В этом отношении карст Грузии поистине
уникален.
Пробы воды, взятые из скважин большой глубины (> 1500-1700 м), нередко имеют
слабую минерализацию (200-400 мг/л) и низкую температуру (14-17°С), что является
прямым показателем активного водообмена, происходящего на больших глубинах. Здесь же
нельзя не упомянуть о наиболее крупных термальных источниках закрытых геотермиче¬
ских бассейнов (Цхалтубские, Охурейские и Квалонские) с суточным дебитом 18-25,12 и
4,5 млн. л соответственно, формирующихся в карбонатных отложениях верхней юры и
нижнего мела [6]. Находясь в состоянии постоянного движения и обновления, в контакте с
карстующимися породами, эти газонапорные термальные водоносные системы, по-види-
мбму, заполняют уже проработанные карстовые полости, которые в дальнейшем могут ока¬
заться выше основных базисных уровней (море, речные долины), в сфере воздействия
безнапорных водотоков.
4 Геоморфология, № 1
97
Морфологические и генетические особенности
Вопросы типологии карста получили обстоятельное освещение в монографических
сводках Н.А. Гвоздецкого [7-9], Г.Д. Максимовича [10, 11] и др. авторов.
Учитывая морфолого-литологические особенности карстовых регионов, в Грузии отчет¬
ливо выделяются морфолого-генетические типы карста [12, 13], относящиеся к классу
горного (геосинклинального) и отчасти низинного (платформенного) кцрста (рис. 2). Среди
них прекрасно выражены горный голый.и зелесенный карст, которые занимают сравни¬
тельно большую площадь на вершинных выровненных поверхностях массивов Арабика
(> 100 км^у, Бзыбский (> 150 км2), Асхи (> 130 км2) и др. По масштабам закарстованности
поверхностей названные массивы производят ничуть не меньшее впечатление, чем класси¬
ческие карстовые районы Динарских гор, Родоп, Балкан и Альп [9, 14, 15].
Районы горного голого карста Грузии - царство разнообразных карровых форм -
желобкообразных, карров-луночек, трубчатых, округлых, ноздреватых, трещинных и, нако¬
нец, карровых ущельиц, в формировании которых большая роль принадлежит разъедающей
деятельности талых вод снежников. Преобладают трещинные и желобковые карры. Здесь
же разбросаны недоразвитые карстовые воронки, котловины, входные отверстия снежных
колодцев и шахт, карстовые долины. В этом отношении выделяются привершинные поверх¬
ности Чипшира, Акугра, Хипста (Бзыбский массив), некоторые секторы массивов Арабики
(Шраттовая долина и др.), Асхи, Накерала и др.
В субальпийском и альпийском ландшафтах известняковых гор сильно закарстованные
поверхности часто скрыты под тонким (10—35 см) почвенно-дерновым чехлом, не препят¬
ствующим даже площадному свободному проникновению атмосферных осадков под землю.
Этот задернованный тип карста на Кавказе первым выделил Н.А. Гвоздецкий [7-9].
Формирование горного голого карста протекает под активным воздействием внешних
агентов. Здесь в их числе следует, назвать амплитуду суточного колебания температуры
воздуха и почвы. Так, на вершинных поверхностях Бзыбского и Гагрского массивов в хо¬
лодный период (декабрь - март) ход карстовых процессов если не вовсе приостанавли¬
вается, то во всяком случае не производит существенного эффекта. В теплый же период, в
дневное время суток голая известняковая поверхность может нагреваться до 45-55°С, а
ночью сильно выхолаживаться (до 5-7°С) благодаря интенсивному излучению [16]. В от¬
дельные жаркие дни температура поверхности грунта бывает выше температуры воздуха на
30-35°С (июнь 1967; июнь-июль 1968 и др.). Районы голого карста испытывают сильные су¬
точные колебания температуры ранней весной и поздней осенью, когда дневные положи¬
тельные температуры резко сменяются отрицательными температурами в ночные часы. В
таких условиях бурно протекает механическое выветривание - один из существенных
агентов каррообразования. Подавляющее большинство карровых образований высокогор¬
ного карста заложено и развивается на базе трещин выветривания, глубина которых
колеблется в пределах от нескольких сантиметров до 2-3 десятков метров. Именно эти
трещины быстро поглощают дождевые осадки и вызывают полную безводность поверхно¬
стей. Вообще же, процесс заложения карров имеет самую тесную связь с трещиноватостью
и структурно-текстурными особенностями известняковых пород. Эти особенности играют
существенную роль в создании морфологического облика поверхностных карстовых форм
рельефа. Так, карры в слоистых известняках морфологически отличаются от груборасчлен-
ных трещинных карровых полей массивных известняков густым, но не глубоким (0,3-0,7 м)
расчленением и наличием более или менее округленных гребней. Несколько иные
карровые образования в среднеслоистых известняках, встречающиеся в урочище Дидкарави
(массив Асхи). Здесь на слегка наклоненной на ЮЗ поверхности, разбитой на отдельные
островки, прекрасно выражены плоскоповерхностные, или столовые, угасающие карры,
глубина которых не превышает 35-40 м. По классификации А. Бегли [17] они относятся к
полусвободным каррам.
Морфология карровых форм, образовавшихся в массивных известняках, совершенно
другая. Здесь карры представлены разнообразными типами: от груборасчленных глубоких
борозд, оканчивающихся сверху острыми гребнями, до микрокарровых образований.
В этом отношении обращает на себя'внимание Шраттовая долина урочища Гелгелук
(массив Арабика) - пример наиболее интенсивного каррового расчленения площадью ©коло
6 га. Глубина трещинных карров здесь в среднем 1-1,5 м, но местами встречаются карровые
ущельица глубиной .8-12 м при ширине 3-4 м. Трещинные карры весьма характерны для
вершинных поверхностей хребтов Накеральского и Рихва.
98
Рис. 2. Схема распространения основных морфолого-генетических типов карста Западной Грузии
Морфолого-генетические типы карста: 1 - голый, 2 - задернованный, 3 - горно-лесной, 4 - покрытый, 5 -
погребенный, 6 - морской
В формировании как поверхностных, так и глубинных карстовых образований в зоне
высокого карста исключительно большую роль играют талые снеговые воды. Снег, заби¬
вающий и заполняющий трещины, воронки, котловины и стаивающий очень медленно
является активным агентом карстообразования. Вместе с тем, в морфологии вершинных
поверхностей высоких известняковых гор наглядно отражено влияние позднечетвертичного
оледенения, которое в течение долгого периода препятствовало развитию карстовых
процессов [18-21].
В настоящее время карстогенез высоких горных массивов Грузии протекает под сильным
совокупным воздействием талых снеговых вод и отчасти вод мощных фирновых полей. В
целом же, на участках развития высокогорного карста видны ярчайшие следы воздействия
экзарации и коррозии, а также нивации. Эти процессы и сейчас проявляются здесь весьма
.бурно. Ледники на вершинных поверхностях Арабики и Бзыбского хребта сохранялись до
последних стадий отступания вюрмского оледенения: по крайней мере они существовали
там еще 7-8 тысяч лет тому назад.
Плейстоценовая ледниковая эпоха - сравнительно кратковременный эпизод в дли¬
тельной эволюции горных карстовых массивов. Несмотря на это, ее роль в карстогенезе
региона весьма существенна. За прекращением или сдерживанием хода морфодинамических
процессов в ледниковые эпохи и фазы похолодания позднего плейстоцена следовало их
обострение и исключительная активность в межледниковые фазы или фазы потепления. В
этом отношении горный карст Грузии имеет много общего с районами как Северных, так и
Южных Известняковых Альп [14, 15, 17, 22].
В качестве особого варианта карста нами выделяется карст горно-лесной зоны,
распространенный южнее рассмотренного выше типа. Следует отметить оригинальный
почвенно-растительный покров и своеобразие климатического режима горно-лесной
карстовой зоны, что дает возможность выделить ее не только "как совершенно особый тип
географического ландшафта" [7], но и в качестве особого генетического варианта горного
карста [12, 13, 20 и др.]. ‘
При прочих равных условиях залесенные территории отличаются более моЦдной
закарстованностью по сравнению с безлесными. Как известно, климатические условия в
лесном и альпийском поясах существенно отличаются друг от друга. Колебания суточной
температуры воздуха и грунта, ветры, порой весьма сильные в субальпийском и альпийском
поясах, под сомкнутым лесным покровом выражены очень слабо, поэтому здесь процессы
физического выветривания практически затухают уже на глубине первых десятков санти¬
метров; слабо проявляются или отсутствуют процессы нивации и эрозии. f
4*
99
В лесу снежный покров распределяется равномерно и сохраняется длительное время.
Вместе с тем, период снеготаяния на лесных площадях в среднем вдвое продолжительнее,
чем на открытых местах [23, 24]. Вместе с тем, пояс горных лесов Грузии обеспечен
обильными осадками в течение всех месяцев года, что обусловливает не только интенсив¬
ный, но и непрерывный ход процессов карстования.
За счет образования тумана, изморози, гололеда, мороси количество осадков в горном
лесу заметно увеличивается, а местами они даже несколько превышают общее количество
выпавших непосредственно здесь за год дождя и снега [25]. Важно отметить, что, по данным
стационарных наблюдений В.Б. Гусака [26], А.М. Бурыкина [27] и др., на безлесных участ¬
ках субтропиков Черноморского побережья плоскостной смыв уносит ежегодно в море от
15 до 55 км3 почв с 1 га, а на лесных склонах атмосферные осадки полностью превращаются
в почвенный сток, что предупреждает возникновение поверхностей эрозии [28 и др.].
В той части карстовой области Западной Грузии, где вследствие вырубки лесов верхние
слои почвы смыты (массивы Охачкуе, Рихва, Абтоз и др.), отчетливо видно не только
защитное, но и разрушительное воздействие корневых систем растений. Обширные лесные
массивы явно повышают скважность пород, чем способствуют проникновению вод под зем¬
лю, а тем самым - интенсивному ходу процессов химического выветривания. При благо¬
приятных топографических условиях залесенные участки буквально изрыты карстовыми
воронками, диаметр которых нередко достигает 200-250 м и даже больше, при глубине 60-
80 м (например, окрестности Хеджвара и Архду на Бзыбском хребте, Малое Опудже на
Охачкуе, Квибийская котловина на Асхи и др.). Это объясняется и сезонной равномер¬
ностью хода процессов карстования в течение года. Показатель Дкп в среднем значении
увеличивается от 55,5 мм/1000 лет (низкогорные и предгорные массивы) до 1300 мм/1000 лет
(в горно-лесной зоне), а Д^г варьирует от 45,5 до 180,5 мм/1000 лет соответственно2.
Кроме уже описанных морфолого-генетических типов карста в Грузии распространены
покрытый, погребенный, останцовый и пока еще слабо исследованный подводный карст.
Последний исключительно хорошо выражен в прибрежной полосе Гагра-Гантиади на глуби¬
не нескольких сот метров.
Гидродинамические особенности
Карст в значительной степени является продуктом эволюции гидродинамических зон,
начавшейся в горной известняковой области Грузии в постсарматское время и продолжаю¬
щейся по сей день. На протяжении столь длительного периода, на фоне восходящих
тектонических движений гидродинамические зоны трещинно-карстовых вод испытывали
постоянное изменение - отмирание-усыхание высокорасположенных и зарождение-обводне¬
ние новых зон" в более низких горизонтах.
Структурное бурение на нефть и термальные воды, проводившееся за последние годы в
Западной Грузии, подтверждает наличие трещинно-карстовых вод на больших глубинах
ниже уровня Черного моря и их интенсивную циркуляцию. Так, в ущелье Гагрипш (скважи¬
на № 2) в интервале глубин 975-980 м из трещиноватых доломитов верхней юры была
получена практически пресная (по общей минерализации) холодная гидрокарбонатно¬
натриевая вода (дебит 0,33 м3/мин) при общей минерализации 0,5-0,7 г/л. Температура воды
на глубине 600 м достигла 15,2°С [6 и др.]. Интенсивное поглощение промывочной жидкости
и падение буровых снарядов зафиксировано во многих скважинах Колхидской низменности.
Так, в Гагрской скважине № 1 в интервале глубин 1468-1474 м 120 м3 бурового раствора
быстро ушло в пласт. В этой же скважине под слабоминерализованной и слабохлоридной
(2,2 г/л) водой на глубине 2250 м в верхнеюрских карбонатных отложениях циркулирует
термальная (37-47°С) сероводородная гидрокарбонатно-сульфатно-кальциевая пресная вода
весьма низкой (0,4 г/л) минерализации, поступающая, по всей видимости, из массива
Арабика [13]. Приблизительно аналогичные условия обнаружены на южном склоне
Бзыбского массива, в частности, в одной из структурных скважин, в которой на глубине
1123 м был вскрыт горизонт со слабоминерализованной (до 0,9 г/л) сульфатно-хлоридно-
натриевой водой.
Сильное поглощение промывочной жидкости наблюдалось и в верхнемеловых известня¬
ках скважины № 3, пробуренной в Гантиади на глубине 879 м и 1966 м. Необходимо также
2 Дкп ~ денудация карстовая поверхностная, Дкг - денудация карстовая глубинная.
100
отметить Зугдидскую скважину № 3, в стволе которой было зафиксировано сильное погло¬
щение бурового раствора в интервалах 822-835, 1065-1068, 1124-1136 м, а на глубине 1137 м
произошел полный уход глинистого раствора в пласт. Полученная с глубины 1850 м вода с
дебитом 60,2 л/се к при температуре 91 °С имеет минерализацию 0,85 г/л [6].
Разгрузка субмаринных карстовых источников в прибрежной полосе Гагра-Гантиади
носит фронтальный характер и установлена на разных глубинах моря вплоть до 400 м [30] и
еще глубже [6].
Поскольку речь идет о водах глубинной циркуляции, нельзя хотя бы вскользь не упо¬
мянуть о наиболее крупных термальных источниках закрытого геотермического бассейна в
пределах Колхидской низменности. Воды этого региона формируются в глубокозалегающих
карбонатных отложениях верхней юры и нижнего мела. Среди них Цхалтубские источники
сульфатно-натриевого типа, Охурейские и Квалонские хлоридно-натриевые термы и другие
источники.
В последнее время (1985-1990 гг.) в известняковой зоне южного склона Б. Кавказа в
целях прослеживания движения и разгрузки подземных водотоков, протекающих в глубоких
карстовых полостях, были осуществлены весьма интересные эксперименты [29-35] с
применением химических методов. В этом отношении выделяется Гагрско-Бзыбскиц район.
Так, экспериментально установленная глубина карстовой водоносной системы Напра-
Мч^ппта (Бзыбский массив), оказавшейся глубочайшей (2345 м) в мире, незначительно
превышает глубину водоносной системы Илюхина-Репруа на соседнем массиве Арабика
[32]. Одновременно они являются вместилищами пока до конца не исследованных
сверхглубоких карстовых пропастей, таких, как Снежная-Меженного и Арабикская [32, 36,
37]. На больших глубинах карстовые воды встречаются во многих районах Земли, хотя
следует отметить, что сведения о проявлениях циркуляции вод глубже, чем в Гагрско-
Бзыбском районе, очень редки [38, 39 и др.].
Новые спелеологические открытия можно ожидать в бассейнах пока слабо или
совершенно не исследованных крупных подземных рек Грузии (Мчишта, Речхи, Цачхура,
Холодная и др.), где имеются признаки наличия гигантских лабиринтовых пещерных си¬
стем. Достаточно констатировать, что в подземельях Мчишты порой формируется и "рабо¬
тает" мощный водоток с расходом свыше 200 м3/сек.
Характерная геоморфологическая черта горного карста Грузии - на редкость благо¬
приятные условия для развития карстообразовательных процессов и большие перспективы
карстово-спелеологических исследований. Грузия - уникальный регион развития карстовых
явлений на нашей планете.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Тинтилозов (Таташидзе) З.К., Алпаидзе В.С., Кипиани Ш.Я. Условия развития карста вдоль трассы
деривации и района силового узла Ингури ГЭС // Пещеры Грузии. Вып. 5. Тбилиси: Наука, 1973. С. 29-
46.
2. Джанелидзе А.И. Геологические наблюдения в Окрибе и смежных частях Рачи и Лечхуми. Тбилиси:
Наука, 1940.408 с.
3. Тинтилозов (Таташидзе) З.К. Новоафонская пещерная система. Тбилиси: Наука, 1983. 151 с.
4. ЦицишвилиД.А., Табагуа Г.Г. Изучение карстовых проявлений методами электроразведки на участке
будущего курорта "Гагра Альпийская" // Сообщ. АН Груз. ССР, 1967. Т. XLVI. № 2. С. 333-339.
5. Цицишвили Д.А. Инженерная геофизика в условиях горной страны. Тбилиси: Наука, 1980. 218 с.
6. Качарава Д.В. Геология и геохимия минеральных вод Грузии. Тбилиси: Наука, 1976. 329 с.
7. Гвоздецкий Н.А. Карст. М.: ГеоГрафгиз, 1954. 345 с.
8. Гвоздецкий Н.А. Проблемы изучения карста и практика. М.: Мысль, 1972. 391 с.
9. Гвоздецкий Н А. Карст. М.: Мысль, 1981. 214 с.
10. Максимович Г.А. Основы карстоведения. Пермь: Изд-во Пермского ун-та, 1963. Т. L 441 с.
11. Максимович Г.А. Основы карстоведения. Пермь: Изд-во Пермского ун-та, 1969. Т. II. 527 с.
12. Тинтилозов (Таташидзе) З.К., Кипиани Ш.Я. Основные морфолого-генетические типы карста Грузии //
Человек и природа в географической науке. Тбилиси: Наука, 1981. С. 28-40.
13. Тинтилозов (Таташидзе) З.К. Карстовые пещеры Грузии (морфологический анализ). Тбилиси: Наука,
1976. 275 с.
14. Bogli A. Un example de complexe glaeio-karstique. Le Schichttreppen Karst // Revue Beige de Geographic. 1964.
88e anee. Fasc. 1-2. P. 29-41.
15. Гвоздецкий H.A. Карст Кавказа в сопоставлении с карстом других горных областей // Сообщ. АН Груз.
ССР. 1965. Т. XXXIX. N9 1. С 101-107.
16. Лоладзе Т.М. Краткий климатический очерк Гагрского хребта // Сб. работ Тбилисской гидро¬
метеорологии. обсерватории. Томск: Наука, 1965. С. 3-32.
101
17. Bagli A. Kalklosung und Karrenbildung // "Intern. Beitrage zur karstmorphologie". Zeitsehr. f. Geomorph. 1960.
Suppl. Bd. 2. S. 3-20. 1 .
18. Кипиани Ш.Я. Карст Грузии. Тбилиси: Наука, 1974. Т. 1. 349 с.
19. Маруашвили Л.И., Тинтилозов З.К., Чангашвили ГЗ. Результаты спелеологических исследований
1960 г. на массиве Арабика // Сообщ. АН Груз. ССР. 1961. Т. XXVI. № 5. С. 547-554.
20. Тинтилозов З.К., Маруашвили Л.И. Карстовый и псевдокарстовый рельеф Грузии // Геоморфология
Грузии. Тбилиси: Наука, 1971. С. 466-478.
21. Климчук А.Б., Рогожников В.Я. О влиянии позднечетвертичных оледенений на развитие карста массива
Арабика (Кавказ) // Изв. ВГО. 1984. Т. 116.- Вып. 2. С. 165-170.
22. Гвоздецкий НА. Некоторые особенности развития и морфологии карста в горах // Studia Geomorphologica
Carpatho-Balcanica. 1971. V. V. С. 25-39.
23. Гроссгейм А.А. Растительное богатства Кавказа. М.: МОИП, 1952. 632 с.
24. Соколов Д.С. Основные условия развития карста. М.: Госгеолтехиздат, 1962. 320 с.
25. Ведь И.П. Горизонтальные осадки в Горном Крыму // Природа. 1968. № 1. С. 88-89.
26. Гусак В.Б. Факторы и внутренние последствия поверхностных смывов красноземов в условиях влажных
субтропиков Грузии //Эрозия почв. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1937. С. 103-154.
27. Бурыкин А.М. О внутрипочвенном стоке в горных условиях влажных субтропиков // Почвоведение.
1967. № 12. С. 90-97.
28. Добродеев О.П. Влияние леса на выветривание и осадкообразование // Вести. МГУ. Сер. 5. География,
1966. №6. С. 86-91.
29. Дублянский В.Н., Клименко В.И., Вахрушев Б.А., Резван В.Д. Комплексные карстолого¬
спелеологические исследования и охрана геологической среды Западного Кавказа. Сочи, 1987. 123 с.
30. Буачидзе И.М., Мелива А.М.>К вопросу разгрузки подземных вод в Черное море в районе Гагр // Тр.
Лаборатории гидрогеологических и инженерно-геологических проблем. Тбилиси: Наука, 1967, № 3. С. 17-
25.
31. Дублянский В.Н., Клименко В.И., Прокофьев С.С. Изучение карстовых полостей и подземных вод
карстовых массивов Западного Кавказа (методические рекомендации). Сочи, 1980. С. 113.
32. Климчук А.Б. Карстовые водоносные системы массива Арабика // Пещеры. Пермь: Изд-во Пермского
ун-та, 1990. С. 6-16.
33. Тинтилозов (Таташидзе) З.К. Карст и пещеры Бзыбского массива. Тбилиси: Наука, 1988. 119 с.
34. Тинтилозов (Таташидзе) З.К., Резван В.Д., Дублянский В.Н., Климчук А.Б. Спелеологические и
гидрологические особенности Бзыбского массива // Сообщ. АН Груз. ССР. 1987. Т. LXXVII. № 3. С. 569-
572.
35. Тинтилозов (Таташидзе) З.К., Резван В.Д., Брусничкина Н.А. и др. Некоторые новые результаты
исследований Мчиштинской пещерной системы // Сообщ. АН Груз. ССР. 1989. Т. LXXXV. № 3. С. 569-
572.
36 .Дублянский Б.Н., Илюхин В.В. Крупнейшие карстовые пещеры и шахты СССР. М.: Наука, 1982. 135 с.
37. Мавлюдов Б.Р., Морозов А.И. Пропасть Снежная // Пещеры. Пермь: Изд-во Пермского ун-та, 1984-
С. 15-25.
38. Максимович Г.А. Нефть и газ палеокарстовых полостей рифов // Карстовые коллекторы нефти и газа.
Пермь: Изд-во Пермского ун-та, 1973. С. 3-28.
Ъ9.Дахшгв В.И., Лебедев А.П. Значение глубинного карста для геологии нефти // Карст и его
народнохозяйственное значение. М.: Наука, 1964. Т. XII. С. 88-94.
Институт географии им. Вахушти Поступила в редакцию
Багратиони АН Грузии , ' 06.01.98
MORPHOGENETIC PECULIARITIES OF MOUNTAIN KARST IN GEORGIA
Z.K. TATASHIDZE
Summary
The main types of karst in Georgia are characterized. Differences of karst formation within alpine-nival and forest
zones are discussed, as well as hydrogeological features of water circulation in the cave systems. The schemes o,f
karstiferous massifs distribution and major karst types are given.
102
УДК 551.4(571.6)
© 1999 г. С.М. ТАЩИ, А.Г. АБЛАЕВ
ГЕОЛОГО-ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОЕ РАЗВИТИЕ ПРИТУМАНГАНЬЯ
В КАЙНОЗОЕ И ЕГО УГЛЕНОСНОСТЬ (ЮГ ДАЛЬНЕГО ВОСТОКА)
Усиление экономического сотрудничества между Россией, Китаем, КНДР и Республикой
Корея привело к возникновению идеи организации свободной экономической зоны в
низовьях р. Туманган (ГГритуманганье). Это потребует проведения ревизии имеющихся за¬
пасов минерального сырья, в том числе и каустобиолитов, изучения тенденций геолого¬
геоморфологического развития, геодинамики района, степени риска и др. В Притуманганье
входит северная часть КНДР, восточные районы провинции Гирин (КНР) и Хасанский район
России.
В геологическом строении территории принимают участие, главным образом, палеозой¬
ские и мезозойские образования, структурные линии которых (оси складок, интрузивных
массивов, дизъюнктивов) ориентированы в различных направлениях: субширотные (КНР),
субмеридиональные и северо-восточные (КНДР), ортогональные и диагональные (Россия).
Ориентировки длинных осей кайнозойских впадин, структурных линий рельефа, отдешиф-
рированных по снимкам и топооснове, его высотные, линейные и угловые параметры
указывают на то, что в нижнем течении р. Туманган намечается плавный разворот струк¬
турных линий (рисунок). Это позволило выдвинуть идею о существовании здесь Нижне-
туманганской морфоструктуры центрального типа (МЦТ), впоследствии детально описан¬
ной нами [1]. Остановимся на кайнозойском этапе развития этой морфоструктуры. С ним
связана ощутимая деструкция земной коры, формирование промышленных запасов бурых
углей, возможны накопления нефти и газа.
Хасанская (Краскинская) депрессия (7)1 тяготеет к радиальному элементу МЦТ, ориен¬
тированному на северо-запад. Система депрессий Юсон (1) - Онсон (2) - Тумыньцзы (8) -
Амбинская (И) располагается у границ МЦТ, а Сепёльская (3) - Хуньчуньская (4) - по ее
концентру. Впадины-грабены, односторонние грабены и мульды чередуются с системой
горстов. Положительные и отрицательные линейные морфоструктуры образуют концент¬
рическую структуру Нижнетуманганской МЦТ. Ее элементы группируются в три высотные
ступени, где каждая последующая занимает более низкий диапазон высот. Для отрицатель¬
ных морфоструктур они следующие: а) 700-800 м (впадины Тумыньцзы и Юсон), б) шельф -
200 м (Хасанская) и в) 100-300 м (остальные впадины). Что касается положительных мор¬
фоструктур, то в диапазоне высот 900-1100 м (редко 1300-1500 м) находятся поверхности
многих горстов, тяготеющих к периферии МЦТ. Следующая ступень (диапазон 400-900 м)
представлена, главным образом, статичными горстами, а остальные горсты занимают
нижнюю ступень (200-400 м), опускаясь местами под уровень моря (шельф). Снижение
высот поверхностей как у положительных, так и у отрицательных морфоструктур направ¬
лено центробежно, т.е. к диаметральному разлому.
Впадины-грабены шириной 3-5 км с частично сохранившимся чехлом кайнозойских
пород протягиваются вдоль границ морфоструктуры. В местах взаимодействия Нижнету¬
манганской МЦТ с соседними размеры впадин возрастают до 6-15 х 15-30 км. В следующем
концентре расположены Хуньчуньская и Сепёльская впадины, составляющие единую
систему, протяженностью 110-120 км. Онсонская впадина с ее северным продолжением
(Китай) имеет меньшие размеры - примерно 15 х 35 км. К диаметральному элементу
Нижнетуманганской МЦТ примыкает группа впадин - Аоди (6), Хасанская (7) и др., которая
имеет в целом очертание близкое к треугольному (размером 70 х 50 км).
От Юсонской (1) и до Онсонской (2) впадин протягивается система остаточных горстов.
Наиболее крупные размеры (25-30 х 65-70 км) имеют горст Паньлин (14), расположенный
на севере, и система горстов Пэксабон-Сончжинсан (15), занимающая юго-западный сектор
МЦТ (Корея). Остальные положительные морфоструктуры имеют меньшие размеры
(2-10x5-10 км).
Река Туманган (от г. Хверен до г. Тумынь), ряд других более мелких водотоков осваи¬
вают зоны концентрических разломов МЦТ. По радиальным разломам следует р. Туманган
(от г. Тумынь и до устья), Хуньчуньхэ (среднее и верхнее течение) и другие водотоки. К
1 В скобках указаны номера, под которыми обозначены структуры на рисунке.
103
радиальному элементу морфоструктуры тяготеют бухта Экспедиции и залив Посьета, а
линия западного побережья залива Петра Великого и Амурского залива совпадают с зоной
Уссурийского разлома.
В зонах перехода от положительных морфоструктур к отрицательным почти повсе¬
местно видна третья ступень шириной до 10-15, а обычно 5-10 км. Она сочленяется со
смежными ступенями через систему перегибов склонов, иногда уступов. В структурном
отношении ступень представлена квазиграбенамй, квазигорстами и играет роль "шарнира",
соединяющего грабены и горсты. »
Геоморфологическое строение ступеней трех уровней характеризуется набором призна¬
ков, отличных для каждой из них. Высокий уровень обычно представлен низкогорными,
низко-среднегорными глыбовыми хребтами или нагорьями (Корея), на северо-северо-
востоке можно видеть фрагменты базальтового плато. Расчлененность умеренная или
большая; крутизна склонов > 15-20°, долины рек не имеют террас, их поперечные профили
большей частью V-образные. Нагорья состоят из серии блоков ромбовидной формы,
ограниченных субмеридиональными и северо-восточными разломами. Максимальные Высо¬
ты приурочены к осевым частям блоков. Главный водораздел приближен к морю (рисунок).
Степень расчлененности поверхности, ее уклоны, профили долин и другие параметры
близки к таковым хребтов.
Плато, образованное плиоценовыми базальтами, представляет другую морфоструктуру.
В пределы Нижнетуманганской МЦТ потоки базальтов спускались с севера, поэтому рель¬
еф здесь сильно расчленен. Небольшие реликты покровов базальтов и Центров извержения
встречаются на территории Приморья и КНДР. Они образуют отдельные изометричные
сопки (рисунок).
Нижние ступени представлены прибрежной заболоченной и заозеренной равниной,
дельтой р. Туманган и других более мелких водотоков и наклонной равниной - Краскин-
ской впадиной (7). На территории Китая это Хуньчуньская внутригорная впадина (4) и
несколько мелких впадин в Корее. На бортах впадин рельеф холмисто-увалистый,4 а в
центральной части Хуньчуньской впадины это - террасированная поверхность днища
долины р. Хуньчуньхэ. Расчлененность рельефа нижней ступени всюду слабая, крутизна
склонов < 8°, чаще < 4°. Над прибрежной равниной возвышаются выступы докайнозойского
фундамента и руины палеогеновых вулканических построек.
Промежуточные (средние) геоморфологические ступени образуют переходную зону
между двумя описанными выше. Нижние части ступеней в некоторых случаях заняты оста¬
точными кайнозойскими внутригорными впадинами со слаборасчлененным холмистым и
холмисто-увалистым рельефом. Постоянные водотоки, отсутствуют или редки, в ряде
случаев они приурочены к пограничным разломам. Более высокие части ступеней, лишен¬
ные кайнозойского чехла, представлены мелкогорьем и холмогорьем, их поверхность
расчленена слабо или умеренно. Поперечные профили долин рек преимущественно U-об¬
разные, местами корытообразные, тогда днища долин заболочены. Преобладают склоны
крутизной от 8° до 12-15°.
Промежуточные ступени сочленяются с соседними по разломам, выраженным перегиба¬
ми склонов. Часто это взбросы. Так, взброс-уступ отделяет Верхненарвскую впадину (10) от
Синеутесовской. Амплитуда перемещений по нему не менее 700 м. Примерно такую же
амплитуду имеет разлом, проходящий севернее Краскинской впадины (7), а по южному
борту Хуньчуньской впадины (4) амплитуда разлома составляет около 300-400 м, О наличии
разломов на второй ступени свидетельствуют мощные зоны дробления, линейные коры
выветривания, реликты кайнозойского чехла впадин.
Вещественные комплексы, конформные и/или коррелятные Нижнетуманганской МЦТ и
Морфоструктурная схема Притуманганья
Верхняя геоморфологическая ступень (1-2): 1 - горсты - низкогорные, низко-среднегорные хребты и
нагорья, 2 - части куполов - платобазальты. Средняя геоморфологическая ступень: 3 - квазигорсты и
квазиграбены холмогорья и мелкие горы. Нижняя геоморфологическая ступень (4-5): 4 - внутригорные
грабены и/или грабен-синклинали - долины рек высоких порядков, 5- формирующиеся впадины -
прибрежные равнины, дельты рек, мелкие заливы и бухты; 6 - контуры современного (а) и максимально¬
го (б) распространения чехла кайнозойских впадин; 7 - границы Нижнетуманганской морфоструктуры (а), ее
элементов (6) и блоков (в); 8 - секторы морфоструктуры (А, Б) и ее радиальная зона (В); 9 - линии главных
водоразделов; 10 - зона Уссурийского линёамента; 11 - номера морфоструктур (названия см. в тексте)
105
ее элементам, слагают четыре типа разрезов: терригенный, вулканогенно-терригенный,
вулканогенный и гипергенный. Они имеют циклическое строение [1, 2, 3].
I цикл (палеоцен-эоцен) сложен вулканитами кислого состава и известен в зоне Уссурий¬
ского линеамента. II цикл (эоцен-олигоцен) присутствует во многих впадинах. Вулкано¬
генно-терригенный тип разреза тяготеет к бортовым частям впадин. Присутствуют углис¬
тые породы и пласты угля промышленной мощности. Вулканиты основного, среднего и
особенно кислого состава образуют наиболее мощные пачки в зоне Уссурийского линеа¬
мента [4, 5], Близкое строение имеют разрезы эоцен-олигоцена некоторых впадин КНДР.
Терригенный тип разреза II цикла характерен для центральных зон наиболее крупных
впадин. С ними связаны промышленные запасы бурых углей (Китай). III цикл (миоцен)
распространен шире, цем считается, что доказано биостратиграфическими исследованиям!!
[1, 2, 3]. Вулканогенно-терригенный тип разреза характерен для впадин на территории
Кореи и в истоках р. Хуньчуньхэ (Китай). Пласты угля встречаются в верхних частях
разреза. Вулканиты кислого состава тяготеют к зоне Уссурийского линеамента, а терри¬
генный тип разреза - к центральным частям некоторых впадин. IV цикл (плиоцен-
четвертичный) распространен широко на севере, в остальных местах он менее известен.
Базальты, долериты и трахиты (Корея) слагают большую часть разреза; формирование
цикла еще не завершилось.
Возраст отложений палеонтологически обоснован. В них обнаружены многочисленные
растительные остатки (в макро- и микрофоссилиях) различной степени сохранности. Выде¬
лены разновозрастные растительные комплексы и выстроены экологические ряды. Восста¬
новлены растительные группировки низин и заболоченных участков речных долин, побе¬
режий озерных водоемов и горных склонов. Оказалось, что растительные комплексы фло¬
роносных слоев свиты онсон (в интерпретации корейских геологов) Онсонской и Юсонской
впадин с Trochodendroides arctica и Trochodendrocarpus articus имеют эоценовый возраст, тогда
как флороносные слои в составе той же свиты онсон впадин Сепёль, Ундок ц, очевидно,
Сонхак с Engelhardia koreanica принадлежат миоцену. Аналоги троходендроидесовых и
энгельгардиевых слоев установлены в Хасанской впадине в составе соответственно нази-
мовской свиты (датируемой обычно эоценом) и глинисто-туффитовой толщи (датируемой
обычно олигоценом).
Данные о строении разрезов, условиях осадконакопления, экологических рядах, составе
вулканитов, распространенности типов разрезов на территории Притуманганья позволяют
наметить следующую схему развития Нижнетуманганской МЦТ в кайнозое.
Вулканическая активность была характерна для зон разломов в прибортовых частях
почти всех впадин. Это были трещинные излияния базальтов и андезитобазальтов, которым
предшествовало активное угленакопление (эоцен). В зоне Уссурийского линеамента часто
извергались лавы кислого состава, присутствует пирокластическая примесь в терригенных
породах. Вулканической активности верхней части циклов снова предшествовало угленако¬
пление. Терригенный тип разрезов формировался в центральных частях впадин, а вулкано¬
генный - в зоне Уссурийского линеамента.
Формирование каждого цикла сопровождалось в начале деструкцией земной коры,
вулканизмом в зонах разломов, ограничивающих впадины, прогибанием и возрастанием их
площади, увеличением роли седиментации терригенного материала к средней части цикла.
Перед и/или во время излияния вулканитов кислого состава темп погружений замедлялся
или сменялся слабыми восходящими движениями, особенно на бортах впадин. Здесь воз¬
можны стратиграфические и угловые несогласия. В центральных частях бассейнов не¬
согласия необязательны.
В областях размыва на промежуточных геоморфологических ступенях формировались
коры выветривания. Преобладающими типами рельефа здесь были мелкие и низкие горы, о
чем свидетельствует проведенный фитоценотический анализ [1, ,2], возможно и холмогорья
с вулканическими постройками. Верхняя геоморфологическая ступень была представлена
низкими и средними горами. Направленность тектонических движений в областях размыва
была аналогична таковой в областях накоплений, но отличалась по амплитуде, интенсив¬
ности и времени проявления.
Таким образом, каждому циклу были свойственны три стадии: 1-я - активизация текто¬
нической и вулканической деятельности, формирование угольных залежей; 2-я - посте¬
пенное затухание вулканической активности, максимум прогибания при наибольшей пло¬
щади бассейнов седиментации и минимальной площади областей сноса; 3-я - замедление
темпа прогибания вплоть до установления квазистабильного режима в центральных частях
106
впадин, где снова формируются угольные залежи; слабые восходящие движения в зонах
перехода впадина - поднятие, иногда извержение вулканитов кислого состава, некоторое
сокращение площадей бассейнов седиментации.
Прослеживая историю развития морфоструктур в кайнозое можно наметить следующие
этапы: 1) палеоцен-раннеэоценовый: извержение лав кислого состава в зоне Уссурийского
линеамента, угловые несогласия; 2) ранний эоцен-олигоценовый: максимальная деструкция
континентальной коры, интенсивная вулканическая деятельность, прогрессирующее расши¬
рение площадей бассейнов седиментации и сокращение площадей областей размыва, угле-
образование (эоценовое), стратиграфические и локальные угловые несогласия в прибор-
товых частях впадин, некоторое сокращение площадей бассейнов седиментации в конце
этапа; 3) миоценовый: продолжение деструкции континентальной коры, но меньших
масштабов, спад активности вулканизма, некоторое сокращение площадей седиментации и
углеобразования; 4) плиоцен-четвертичный: усиление вулканической и тектонической
активности, особенно за пределами Нижнетуманганской МЦТ, кратковременное возраста¬
ние площади бассейнов седиментации и их сокращение после прекращения вулканической
деятельности; нисходящие движения сменились восходящими в областях размыва: втяги¬
вание в прогибание части бассейна в зоне Уссурийского линеамента, разрушение вулкани¬
ческого барьера и экспансия Япономорского бассейна на сушу [1, 6, 7].
Современная геодинамика Притуманганья представляется нам следующей. В условиях
регионального сжатия в восходящие движения максимальной амплитуды сейчас вовлечены
те блоки, которые в предыдущие этапы являлись источниками сноса или позже всего
подвергались деструкции. Обычно в строении этих блоков участвуют гранитоиды. Возмож¬
но и всплывание таких блоков, что характерно для областей кайнозойского геоморфо¬
генеза юга Дальнего Востока [7, 8]. Нижние геоморфологические ступени втягиваются в
прогибание в зоне влияния Япономорской впадины и квазистабильны вне ее. Промежу¬
точные геоморфологические ступени испытывают дифференцированные разнонаправлен¬
ные движения малой амплитуды. Высота их современной геоморфологической поверхности
(от 300-500 до 500-800 м) близка палеовысотам бассейна седиментации [7]. *'
Проведенные палеореконструкции позволяют предполагать возможности наращивания
угольных запасов. На территории КНДР наряду с миоценовыми углями нами доказывается
распространение эоценовых углей, о чем свидетельствуют биостратиграфические данные
по угольным частям разрезов некоторых впадин [1, 2].' Считается, что Хуньчуньская впа¬
дина выполнена только палеогеновыми образованиями, но здесь возможны и миоценовые
угли. Наличие взбросов, ограничивающих некоторые впадины, не исключает также воз¬
можности наращивания запасов угля под козырьками надвинутых блоков. Существуют
благоприятные условия и для формирования залежей нефти, поступившей с больших
глубин.
При организации Туманганской экономической зоны неизбежно встает вопрос о степени
устойчивости и направленности развития территории. Необходимо выяснить, какова уязви¬
мость геолого-геоморфологических систем. Несмотря на то, что для этого требуются
специальные исследования, уже из изложенного здесь явствует, что со стороны как эндоген¬
ных, так и экзогенных процессов максимально уязвимы как верхние, так и нижние ^геомор-
фологические ступени, особенно те, которые находятся в зоне влияния Япономорской
впадины, где предполагается строительство порта. Менее уязвимы промежуточные ступени,
но необходимо учитывать их размеры. Разрушение за сравнительно короткое время (с
конца плиоцена) барьера, разделявшего Притуманганский бассейн от Япономорского, сви¬
детельствует о том, что территория зоны Уссурийского линеамента чрезвычайно уязвима.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Аблаев А.Г., Тащи С.М. Кайнозой Притуманганья юга Дальнего Востока (стратиграфия, морфострук-
туры, геологическое развитие). Владивосток, 1992. Деп. ВИНИТИ № 2558-В92. 140 с.
2. Аблаев А.Г., Тащи С.М., Васильев И.В. Угленосность кайнозоя Приморья // Литология и полезные
ископаемые. 1988. № 4. С. 44-57.
3. Тащи С.М., Аблаев АТ. Особенности развития Хасанской впадины в кайнозое // Вести. ДВО РАН. 1990.
№ 4. С. 76-82. . ’ '
4. Назаренко Л.Ф., Бажанов В .А. Геология Приморского края. Ч. 1. Стратиграфия. 66 с. Ч. 2. Интрузивные
образования. 28 с. Ч. 3. Основные черты тектоники и история развития. 59 с. Препринт. Владивосток,
ДВНЦ АН СССР. 1987. 4
5. Геология СССР. Т. XXXII. Приморский край. Ч. 1. Геологическое описание. М.: Недра, 1969. 695 с.
107
6. Аблаев А.Г., Тащи С.М., Васильев И.В. Миоцен Ханкайской впадины Западного Приморья. Владивосток:
Дальневост. кн. изд-во, 1994. 168 с.
7. Тащи С.М., Аблаев А.Г., Мельников Н.Г. Кайнозойский бассейн Западного Приморья и сопредельных
территорий Китая и Кореи. Владивосток: Дальневост. кн. изд-во, 1996. 150 с.
8. Сейсмотектоника и сейсмическое районирование Приамурья. / Под ред. Николаева В.В. и др. Новоси¬
бирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1989. 128 с.
ТИГ ДВО РАН, Поступила в редакцию
ТОЙ ДВО РАН 20.08.95
GEOLOGIC-GEOMORPHOLOGIC DEVELOPMENT OF PRITUMANGANIE
(THE SOUTHERN PART OF FAR EAST) DURING CENOZOIC PERIOD
AND ITS COAL-BEARING PROPERTIES
S.N. TASCHI, A.G. ABLAYEV
Summary
Geological-geomorphological development of Tumangan river basin during Cenozoic period may be divided into
fore stages: Paleocene-Eocene, Eocene-Oligocene, Miocene and Pliocene-Quaternary. All stages had similar
consequences of events: fracture effusion of basalt, terrigenous sedimentation, effusion of acid/intermediate lavas,
stratigraphic discontinuations. Coal accumulation happened in Eocene and Miocene. In Late Pliocene-Quaternary time
the sedimentation stopped, the basin of Japan Sea expanded, differentiated tectonic movements took place and three
geomorphological levels were formed.
УДК 551.435.84(571.51/.52)
© 1999 г. А.Г. ФИЛИППОВ
ГЕНЕЗИС БОТОВСКОЙ ПЕЩЕРЫ
Введение
Ботовская пещера - один из ярких примеров лабиринтовых пещер, сформировавшихся в
закрытых гидрогеологических условиях. Она находится в пределах Среднесибирского
плоскогорья, на Верхнеленском высоком закарстованном плато с абсолютными отметками
900-1100 м. Координаты пещеры: 55°18' с.ш., 105°2Г в.д. Входы расположены в скальном
уступе и в стенке рва отседания в верхней части крутого левого борта р. Боты - левого при¬
тока р. Лены, в 70 км ниже по течению иос. Жигалово. Относительное превышение пещеры
над руслом р. Лены 310 м. •
Верхнеленское плато выработано в моноклинальных пологопадающих (2-10°) на север
морских карбонатно-терригенных породах ордовика. Оно сильно расчленено -крутосклон¬
ными речными долинами глубиной до 400 м. В нижних частях склонов долин обнажаются
морские карбонатные и терригенные породы среднего и верхнего кембрия (рис. 1).
Морфология пещеры. Пещера представляет собой субгоризонтальный двухмерный
сетчато-полигональный лабиринт (рис. 2), выработанный в толще известняков мощностью
6—12 м . Типичным является развитие ходов по вертикальным трещинам, наличие много¬
численных тупиков. В изученной части пещеры преобладают ходы субширотного (90°-100°)
направления (33%). Протяженность ходов субмеридионального направления (0°—10°) 17,4%,
юго-западного - северо-восточного (30°-40°) - 11%. Ходы других направлений имеют
подчиненное значение. Таким образом, пещерные ходы унаследовали преимущественно
ортогональную систему трещиноватости, в меньшей степени - трещиноватость северо-
восточного направления (рис. 2). Пещера одноярусная на большей части, лишь изредка
участки ходов разветвляются на два канала, расположенных один под другим и разделенных
слоем песчаника.
108
Рис. 1. Геологические карта и разрез района Ботовской пещеры
Ордовик: 1 - бадарановская свита: песчаники, алевролиты (О фс$), 2 - ийская свита: песчаники, алевролиты,
аргиллиты (Оxis), 3 - верхняя подсвита усть-кутской свиты: песчаники, алевролиты, аргиллиты (0{ик2), 4 -
нижняя подсвита усть-кутской свиты: песчаники, известняки, базальные конгломераты (01wi^1); кембрий: 5 —
илгинская свита: песчаники, алевролиты, аргиллиты (€3//), 6 — верхоленская свита: песчаники, алевролиты,
аргиллиты, мергели, гипсы (62_з1'/); 7 - четвертичный аллювий (Q); 8 - элементы залегания пород; 9 -
Ботовская пещерная система на разрезе; 10 - вход в Ботовскую пещеру
109
Рис. 2. План Ботовской пещеры на начало 1994 г. (составлен А.Г. Докучаевым по данным Иркутской
секции спелеологов и спелеоклуба "Арабика") - А и роза-диаграмма направления ходов - Б
Форма поперечных сечений ходов определяется мощностью слоя известняка, коли¬
чеством и Толщиной прослоев песчаника. Небольшие каналы (прообраз инициальных
полостей) имеют овальную форму, если они целиком выработаны в слое известняка
(рис. ЗА). В тех случаях, когда потолок канала достигает подошвы вышележащих песчани¬
ков (рис. ЗБ), он имеет уплощенную форму. При проработке хода вниз до песчаников
(рис. ЗВ) нижняя часть каналов клинообразно сужается вплоть до трещин шириной 1-2 см,
причем песчаниковые стенки, как правило, осложнены расширениями. Выше кровли
известняков наблюдаются также зияющие щели, либо расширения неправильной формы,
образующиеся за счет выветривания и выкрашивания песчаников.
Для хорошо проработанных ходов коридорообразной формы характерны вертикальные,
слабоизвилистые стенки, выработанные в известняках, которые только при пересечении
слоев песчаника осложняются изометричными выступами (рис. ЗД, Е, Ж). Во многих
галереях, где потолки ходов сложены известняками, развитие каналов по вертикали не
дошло до нерастворимой кровли (рис. ЗА, В, Ж).
Характерная особенность коридорообразных ходов - резкие расширения - ниши в их
основании, заложйвшиеся над и между слоями песчаника (рис. ЗЕ). Во многих случаях они
погребены заполнителем в полу галерей.
Морфометрия. Протяженность заснятой части пещеры на 1 марта 1996 г. составляла
23 км, амплитуда - 12,5 м. Максимальные высота и ширина ходов были соответственно 12,5
и 10,0 м, средние 2 и 2,9 м. Площадь - 66700 м2, объем - 104050 м3, плотность каналов -
136 км/км2. К 1 марта 1998 г. спелеоклубом "Арабика” были засняты уже 39,5 км ходов. На
этот момент пещера являлась наиболее протяженной развитой в известняках карстовой
полостью на территории России.
Геология. Ботовская пещера заложена в водорослевых известняках нижней подсвиты
усть-кутской свиты нижнего ордовика видимой мощностью до 6-12 м, с моноклинальным
падением на северо-восток под углом 6-8°. Известняки залегают между морскими
песчаниками этой же свиты. В рельефе слой известняков выражен в виде скального уступа с
лежащими ниже него блоками отседания, развалами глыб известняка и песчаника. Склоны,
сложенные песчаником, более пологие, задернованные, заросшие соснами, тогда как
известняковый уступ и каменные развалы шириной в несколько десятков метров обнажены,
либо покрыты редкими кустарниками. Уступ четко прослеживается по обеим сторонам
р. Боты от устья до верховьев, а также по многочисленным долинам других притоков Лены.
Ходы карстовых пещер встречаются не только по левому, но и по правому борту р. Боты.
Вмещающие пещеру карстующиеся породы представлены серыми известняками, неред¬
ко песчанистыми, водорослевыми, оолитовыми, реже - мергелистыми, с галькой и (или)
110
\
Рис. 3. Поперечные сечения ходов Ботовекой пещеры * • - ■ ■
1 - массивные песчаники, 2 - песчаник с косой однонаправленной слоистостью, 3 - рябь волнения,
4 - песчаник с прихотливыми текстурами взмучивания, 5 -- известняк, 6 - суглинок, 7 - супесь, 8 - дресва,
9 - щебень: а - обломки озерных глин, б - обломки песчаников
гравием мергелей. В разных участках пещеры наблюдается разное количество прослоев
песчаников и, реже, алевролитов и мергелей. В поперечном сечении ходов прослои
песчаника практически во всей пещере образуют характерные горизонтальные выступы.
Местами ширина их достигает 0,5 м. Более детальное описание геологического разреза
вмещающих пещеру пород приведено нами ранее [1].
Вторичные образования представлены преимущественно тонкодисперсными полигенети-
ческими глинами и обвальными отложениями, местами встречаются пещерные льды и
хемогенные образования (калыдитовые и арагонитовые натеки, конденсационные и
субаквальные осадки). Немногочисленные органические остатки (скелеты летучих мышей,
грызунов, крупных млекопитающих) рассредоточены по всей пещере. Пещерные глины
выстилают полы ходов почти повсеместно, за исключением обвальных участков, где лежат
обломки вмещающей породы и натеков.
Разрезы, вскрытые шурфами, показывают, что некогда в пещере седиментация про¬
исходила в спокойной водной среде, т.е. здесь существовали озера, в которых отлагались
тонкослоистые плитчатые глины. Однако в большинстве шурфов тонкослоистые глины
обнаружены лишь в виде мелких обломков среди супесей и песков - продуктов разрушенця
песчаников. Очевидно, слои или линзы слабодиагенезированных озерных глин были разру¬
шены при просадках заполнителя в нижележащие полости.
В местах сочленения ходов повсеместно встречаются завалы из плит песчаников, как
правило, не покрытые глиной или натеками.
Гидрогеология. В гидрогеологическом отношении территория относится к Верхне-
ленскому apte3nancKOMy бассейну 2-го порядка, являющемуся составной частью более
крупного Ангаро-Ленского артезианского бассейна 1-го порядка. Чередование регионально
распространенных водоупорных пачек аргиллитов ч алевролитов и водопроницаемых слоев
песчаников и известняков, залегание известнякового слоя ниже уровня эрозионных врезов
предопределило существование закрытых гидрогеологических условий в донеогеновый
II
период (рис. 4). В настоящее время отложения нижней подсвиты усть-кутской свиты в
районе пещеры практически безводны.
Рассматривая особенности распределения подземных вод на более обширной площади (в
радиусе 100 км) отметим, что к песчанистым известнякам и толстоплитчатым песчаникам
этого уровня приурочен водоносный горизонт мощностью 1,5-5,0 м. Глубина его залегания
колеблется от 0 до 240 м, возрастая с востока на запад и с севера на юг. Выходы подземных
вод наблюдаются в виде родников с невысоким дебитом (от 0,1-0,5 до 2-10 л/сек), мочажин,
заболоченных участков. Режим подземных вод этого горизонта отличается постоянством,
так как их питание осуществляется не только путем инфильтрации атмосферных осадков,
но и за счет перелива подземных вод из вышележащих водоносных горизонтов. Воды -
безнапорные, трещинно-карстового и трещинно-пластового типа, формируются в зоне
активного водообмена. По химическому составу они гидрокарбонатные магниево-кальцие¬
вые, пресные (0,25-0,50 г/л).
Мощные выходы порово- и трещинно-пластовых, трещинно-карстовых пресных под¬
земных вод связаны с песчаниками и карбонатными породами нижнего ордовика на
территории Верхнеленского артезианского бассейна в долинах Лены, Илима и Купы.
Протяженность выходов - сотни метров [2]. Латеральное пластовое перемещение харак¬
терно для подземных вод нижнеордовикских водоносных горизонтов.
Для бассейна верхнего течения р. Лены, в том числе и для окрестностей Ботовской
пещеры ныне характерна скрытая восходящая разгрузка рассолов как активная, так и
угнетенная [3]. Ширина зон трещиноватости, к которым приурочены современные восходя¬
щие потоки, колеблется от 3-5 до 10-15 км. Протяженность их от первых десятков до
первых сотен километров [4].
Обследованная часть пещеры на протяжении всего года не имеет водотоков; по¬
всеместно отмечаются инфильтрация воды по трещинам, участки конденсации, реже -
лужи.
Генезис пещеры. Происхождение лабиринтовых пещер все еще остается спорным вопро¬
сом [5—8]. В настоящее время сосуществуют три главных генетических модели. Одна из них
объясняет возникновение лабиринтов в вадозных условиях за счет периодически повто¬
ряющихся паводков [5]. Развитие лабиринта имеет место там, где периодически повторяет¬
ся аллогенное затопление пещер речного типа, в которых главные стволовые ходы с
большой водопропускной способностью преграждаются глыбовыми завалами или скопле¬
ниями древесных остатков. В результате образуются высокие гидравлические градиенты,
которые способствуют проникновению воды по трещинам в обход препятствия. С течением
времени формируются лабиринтовые участки, наиболее характерные для концевых частей
пещер.
Модель подпруживания паводковыми водами не согласуется с площадным строение
лабиринтовой сети ходов Ботовской пещеры и может быть отклонена. К тому же, не
наблюдается морфолого-генетических связей между пещерой и прошлыми или настоящими
поверхностными водотоками.
Другая модель описывает формирование лабиринтов в результате просачивания воды в
карстующийся пласт через вышележащие, песчаниковые водоносные горизонты. А.Н. Пал¬
мер подсчитал, что 86% лабиринтовых пещер США располагается под проницаемыми
песчаниками [5]. Нередко потолки ходов сложены песчаниками. Равномерно развитая по
площади сеть ходов пещерных лабиринтов возникает потому, что вода равномерно
(рассредоточение) проникает к растворимой породе через вышележащую нерастворимую
диффузную среду с хорошо развитой первичной проницаемостью. По-видимому, эта модель
также может быть отклонена в отношении Ботовской пещеры, поскольку наличие среди
вышележащих пород усть-кутской свиты мощной водоупорной пачки аргиллитов и алевро¬
литов препятствует сколько-нибудь значительной нисходящей фильтрации воды.
Строение пещеры, ее геологические и гидрогеологические особенности наиболее хоро¬
шо объясняются третьей моделью, развиваемой А.Б. Климчуком [6,7]. Согласно этой моде¬
ли, подобные лабиринтовые пещеры формируются в артезианских условиях-подземными
водами, движущимися вверх от нижних к верхним водоносным горизонтам через карстую¬
щийся пласт. Генезис Ботовской пещеры, по-видимому, подобен происхождению гигантских
гипсовых лабиринтов Западной Украины [8], хотя литология, местная геологическая
история и геоморфологическая обстановка налагают характерные особенности.
Фактически все возможные трещины в известняковых слоях единообразно расширены и
в настоящее время представляют собой лабиринт с высокой плотностью ходов. Возникно¬
вение такого лабиринта было возможно при условиях, когда агрессивные воды поступали
112
Рис. 4. Схема эволюции Ботовской пещеры
1 - алевролиты и аргиллиты; 2 - песчаники; 3 - известняки; 4 - пещерные ходы; 5 - зона разлома; 6 -
артезианскоечлатеральное нисходящее движение подземных вод; 7 - вертикальное перемещение подземных
вод: а - нисходящие инфильтрационные воды, б - нисходящие грунтовые воды, в - восходящие
артезианские воды и глубинные рассолы; 8 - зеркало грунтовых вод; 9 - источники; 10- подземные воды с
повышенными содержаниями углекислого газа и сероводорода
равномерно во все трещины из нижележащего песчаникового водоносного горизонта.
Наличие ниже и выше известняков песчаниковых пачек, первоначально более проницае¬
мых, чем известняки, благоприятствовало их гидравлической связи через трещины в из¬
вестняковых пластах. Второстепенные маломощные пласты песчаника внутри известня¬
ковой пачки послужили причиной некоторого разделения спелеогенетического развития в
двух уровнях. Там, где отдельные трещины пересекали всю известняковую пачку, они
предпочтительнее расширялись внутри известняковых пластов, формируя конпланарные
каналы. Затем разделяющие песчаниковые пласты разрушались, в результате чего
появлялись единые высокие, ходы (рис. ЗГ, Д, Е, Ж), которыми сформирована большая часть
лабиринта. Ходы характеризуются поперечными сечениями, которые расширяются внутри
113
верхнего известнякового пласта и в его основании, вдоль контакта с подстилающими
песчаниками (правда, последние наблюдения единичны, поскольку нижняя часть ходов, как
правило, заполнена отложениями).
Многочисленные обломки песчаника обнаружены внутри глинистого заполнителя в
таких ходах, где потолки сложены "верхним" известняком или верхними неповрежденными
песчаниками (рис. ЗГ, Д, Е, Ж), что подтверждает вывод о том, что это обломки разрушен¬
ного песчаникового пласта, разделявшего пласты известняков. В редких случаях каналы на
двух уровнях остались разрозненными, или развились вдоль независимых (не конпланар-
ных) трещин, развитых в каждом известняковом пласте (рис. ЗА, Б, В).
Присутствие латерально связанных трещинных сетей свидетельствует о былом сущест¬
вовании значительного локального водного течения внутри известняков. Латеральный
поток через систему резко возрастал в течение позднейших стадий артезианского спелеоге¬
неза, когда поле гидравлического потенциала становилось достаточно негомогенным и
артезианское ограничение данного водоносного горизонта было разрушено. Тогда ж!е
произошло, вероятно, формирование трубообразных каналов и наибольшее увеличение
размеров ходрв.
Можно предположить, что подземные воды поступали в известняки из песчаниковых
водоносных горизонтов и обладали достаточной агрессивностью для обеспечения расши¬
рения трещин. Подземные воды в ордовикских водоносных горизонтах в других частях
Ангаро-Ленского артезианского бассейна в отдельных случаях имеют значительные содер¬
жания СС>2 и H2S газов, поднимающихся из нижележащих толщ венда по зонам разломов.
Помимо этого, смешивание восходящих вод с водами, текущими латерально через частные
горизонты переслаивания пластов песчаников и известняков, могло увеличить потенциал
растворения на определенных уровнях.
К прямым признакам развития пещеры в вадозных условиях следует отнести эрозионные
следы водных потоков, фиксируемые в разрезах некоторых шурфов в пещере [1]. Просле¬
живаются отчетливые глубокие промоины в глинистых отложениях на дне пещеры,
впоследствии заполненные песчаными и глинистыми наносами с обломками песчаников,
алевролитов и натеков. Однако эти водные потоки существовали на поздних этапах раз¬
вития пещеры, когда пещерная система уже была сформирована.
Эволюцию трещинно-карстового водоносного коллектора и приуроченной к нему
лабиринтовой пещеры можно разделить на 4 стадии (рис. 4): 1 - исходного артезианского
бассейна; 2 - эрозионного расчленения вышележащей терригенной покрышки и активиза¬
ции восходящего перетока вод на участках, тяготеющих к эрозионным врезам; 3 - вскрытия
эрозией трещинно-карстового коллектора; 4 - углубления эрозионного вреза существенно
ниже трещинно-карстового коллектора.
1 стадия была наиболее длительной, проходила в закрытых гидрогеологических условиях
известнякового слоя в пределах обширного артезианского бассейна, слабо расчлененного
эрозией. Началась она после завершения седиментационного цикла развития нижнеордо¬
викского водоносного горизонта и составила инфильтрационный цикл его развития. Геоло¬
гическое время ее протекания - поздний палеозой-мезозой. Она характеризуется вытесне¬
нием седиментационных вод инфильтрационными, удаленными областями питания и раз¬
грузки, латеральным пологонисходящим движением метеорных вод с юго-востока на севе¬
ро-запад, протяженными путями транзита вод, длина которых составляла от нескольких де¬
сятков до первых сотен километров. Областями разгрузки являлись зоны линейных складок
и сопровождающих их дизъюнктивных нарушений. Первоначальное закарстование трещин,
возможно, происходило уже на этой стадии на отдельных участках в областях разгрузки.
2 стадия характеризуется активизацией воздымания и эрозионного расчленения
территории, началом становления Верхнеленского поднятия, относимого к концу позднего
мела [9]. Следствием появления эрозионных гидрогеологических "окон" явилось снятие
гидростатической нагрузки на участках врезов и активизация восходящей фильтрации, что
в конечном счете стимулировало процессы выщелачивания в нижележащих толщах.
Вероятно, именно на этой стадии зародилась лабиринтовая пещерная система.
3 стадия характеризуется вскрытием карстового коллектора речными долинами, пещера
перешла от фреатических условий к вадозным, появилось и затем понизилось зеркало
грунтовых вод в пещерных ходах, в часть которых проникли инфлюационные воды, накопи¬
лись озерные глинистые отложения. Из всех стадий она была самой короткой и, по-види¬
мому, завершилась в миоцене. Об этом свидетельствует положение пещерного лабиринта
на более высоких гипсометрических отметках по сравнению с уровнями плиоценовых
речных террас.
114
В 4 стадию зеркало грунтовых вод опускается ниже карстового коллектора, следуя за
дальнейшим углублением эрозионных врезов. Трещинно-карстовый водоносный горизонт и
приуроченная к нему пещерная система осушаются. Происходят диагенез и уплотнение
водных отложений, формирование натечных образований, других субаэральных ртложений.
При углублении речных долин верховья притоков рек постепенно отступают и инфлюация
речных вод закономерно смещается от одних частей пещеры к другим. Основными про¬
цессами становятся коррозия стен и потолков инфильтрационными и конденсационными
водами, размыв и переотложение глинистого заполнителя временными ручьями с мигри¬
рующими руслами, отслоение, провисание, обрушение потолков, разрушение межъярусных
песчаниковых перемычек. '
Выводы
Ботовская пещера представляет собой сетчато-полигональный лабиринт, сформиро¬
ванный в известняковом слое в закрытых гидрогеологических условиях при взаимодействии
латеральных пологонисходящих трещинно-карстовых и восходящих артезианских вод,
поступавших из нижележащих песчаниковых водоносных горизонтов. Восходящее движение
подземных вод обеспечивалось снятием гидростатической йагрузки в результате эрозион¬
ного расчленения вышележащих водоупоров, расположенных внутри терригенной покрыш¬
ки. Главным фактором агрессивности подземных вод была, по-видимому, коррозия сме¬
шивания подземных вод различных гидрохимических типов. Пещерная система была
сформирована, вероятно, в течение позднемелового - палеогенового времени, а с миоцена
развивалась в субаэральных условиях.
: (
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Филиппов А.Г. Ботовская пещера // Проблемы физической спелеологии. М.: МФТИ, 1994. С. 142-160.
2. Гидрогеология СССР. Т. XIX. Иркутская область / Отв. ред. В.Г. Ткачук. М.: Недра, 1968. 495 с.
3. Дзюба АЛ. Разгрузка рассолов Сибирской платформы. Новосибирск: Наука, 1984. 156 с.
А. Дзюба А.А., Кустов Ю.И., Поспеев В.И., Трофиму к П.И. Открытая и скрытая разгрузка рассолов
Ангаро-Ленского артезианского бассейна // Месторождения подземных вод Иркутской области. Л.: Недра,
1974. С. 176-183.
5. Palmer A.N. The origin of maze caves // NSS Bulletin. 1975. V. 37. P. 56-76.
6. Klimchouk AJB. Speleogenesis under confined conditions, with recharge from adjacent formations. Publ. Serv. Geol.
Luxembourg. Comptes Rendus du Coll. Int. de Karstol. Luxembourg, 1994. V. XXVII. C. 85-95.
7. Klimchouk A.B. Artesian speleogenetic setting. Proceedings of the 12th Int. Congr. of Speleol. V. 1. La Chaux-de-
Fonds, Switzerland, 1997. C. 157-160.
8. Климчук A.B. Артезианское происхождение крупных лабиринтовых пещер в миоценовых гипсах западных
областей Украины // Док л. АН УССР. 1990. Сер. Б. Геол., хим., биол. науки. № 7. С. 28-32.
9. Структура и история развития Предбайкальского предгорного прогиба / Замараев С.М., Адаменко О.М.,
Рязанов Г.В. ищр. М.: Наука, 1976. 134 с.
ВостСибНИИГГиМС, Иркутск Поступила в редакцию
25.06.97
THE ORIGIN OF BOTOVSKAYA CAVE
A.G. PHILIPPOV
Summary
Botovskaya cave was formed in the Low Ordovician limestone stratum of 6-12 m thickness under closed freatic
conditions of Angaro-Lensky attesian basin (Lena River). The cave looks like subhorizontal two-dimensional maze
32,5 km length. The limestone layer is confined from above and from below by thick marine sandstones. Cave system
was probably generated by corrosion caused by gently descending meteoric artesian waters mixed with vertical
descending waters from underlying aquifer.
115
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1
январь-март
1999
ЮБИЛЕИ
К юбилею Романа Сергеевича Чалова
7 апреля 1999 г. Роману Сергеевичу Чалову исполняется 60 лет. Он принадлежит к числу тех ученых,
которые осознали свое призвание со студенческой скамьи. Это случилось на первой его практике студента
кафедры геоморфологии, попавшего в 1957 году в русловую экспедицию, работавшую под руководством
профессора Н.И. Маккавеева на Северной Двине. Эта первая работа определила его творческий путь и
дала ему первого наставника и учителя, которым стал Н.И. Маккавеев.
Р.С. Чалов - один из крупнейших продолжателей учения Н.И Маккавеева о едином эрозионно-акку¬
мулятивном процессе, который успешно развил это научное направление. Итогом его деятельности можно
считать формирование школы русловиков в Московском Университете, в становлении которой Роману
Сергеевичу принадлежит ведущая роль.
Р.С. Чалов относится к ученым, сочетающим исследования фундаментальных проблем науки с
реализацией полученных результатов при решении практических вопросов. Объектами выполненных им и
под его руководством исследований являются реки и их русловой режим. Число рек, охваченных
экспедиционными исследованиями под его руководством и при непосредственном участии, огромно; они
разнообразны как по размерам: от малых до крупнейших рек, так и по природным условиям, в которых они
протекают. Это - горные реки Кавказа и Тянь-Шаня, реки Предкавказья, равнинные реки Средней Азии,
реки Западной и Восточной Сибири, Дальнего Востока, Европейского Центра и Севера.
Широкий диапазон исследований предопределил развитие Романом Сергеевичем теоретических
концепций русловых процессов, основанных на географическом подходе. Рассматривая формирование
речных русел как геоморфологический процесс, он привнес элементы теории геоморфологии в учение о
русловых процессах и, наоборот, в геоморфологию - некоторые динамические подходы, свойственные
учению о русловых процессах. Десятилетия научных исследований, выполняемых Р.С. Чаловым, его
упорный и целеустремленный труд способствовали тому, что географическое направление учения о
русловых процессах заняло полноправное место среди как географических, так и инженерно-гидрологических
дисциплин.
Одновременно с этими исследованиями Роман Сергеевич занимается вопросами применения учения о
русловых процессах для решения практических задач, в частности вопросов регулирования речных русел для
транспортного использования рек. Для ряда судоходных рек им созданы схемы совершенствования их
судоходных условий, чем он снискал высокий авторитет в среде практиков речного флота. Глубокие знания
и их обширность позволяют ему быть авторитетным экспертом в самых разных направлениях учения о
русловых процессах и его практического применения.
Р.С. Чалов принадлежит к талантливым организаторам науки. Он - из тех, кто своим авторитетом,
эрудицией ведут за собой учеников и соратников в новом направлении и способны передать им свои опыт и
знания. В стенах Географического факультета МГУ он в течение 30 лет руководит научной деятельностью
Лаборатории эрозии почв и русловых процессов, в создании которой он принимал вместе с Н.И. Мак-
кавеевым самое активное участие. В Лаборатории под руководством Р.С. Чалова успешно развиваются
идеи о едином эрозионно-аккумулятивном процессе, охватывающем все звенья эрозионной сети речного
бассейна. В это сложное время Лаборатория не потеряла первоначального творческого импульса и тех
направлений, которые составляют основу этого учения.
Организаторская деятельность Р.С. Чалова выходит за рамки Лаборатории, многие комплексные
научные проблемы решаются с привлечением других подразделений Географического факультета и МГУ. В
масштабе страны такую же роль, по-существу, играет созданный по инициативе Р.С. Чалова Межвузовский
научно-координационный совет по проблемам эрозионных, русловых и устьевых процессов. В нем
объединились исследователи разных направлений, в том числе и русловики, хотя и имеющие нередко разную
116
профессиональную ориентацию, но близкие по приверженности географическому направлению. Особенно
велика ценность этого Совета, объединяющего ученых страны, в настоящее время. Систематические
выездные заседания Совета в разных регионах способствуют повышению общего научного уровня иссле¬
дований, проводимых в стране, решению многих региональных проблем, в том числе и связанных с
экологической безопасностью.
Р.С. Чалов стоял также.у истоков создания Академии водохозяйственных наук, общественной орга¬
низации, объединяющей ученых разных направлений, исследующих инженерные и экологические проблемы
использования рек. Он является академиком-секретарем отделения русловедения и восстановления рек.
Член Ученого совета МГУ и Географического факультета, ряда экспертных и координационных советов в
других учреждениях, Роман Сергеевич активный член редколлегии журнала "Геоморфология".
Профессор Р.С. Чалов совмещает научную деятельность с педагогической. Читая ряд курсов лекций на
Географическом факультете, он нередко выезжает с ними в другие университеты страны. Он - учитель и
наставник, и это особая грань его деятельности. Его эрудиция, интеллигентность, широта интересов привле¬
кают студентов. Попав с младших курсов в экспедиции, работающие под его руководством, они продолжа¬
ют работу в них и на старших, поступают к нему в аспирантуру. Число защитивших под его руководством
кандидатские и докторские диссертации превышает три десятка. Это и его бывшие студенты, и пред¬
ставители других ВУЗов страны, ближнего и дальнего зарубежья;
Его преданность науке, целеустремленность, высокая степень организованности - вот его качества как
ученого, которые способствуют сохранению высокого творческого потенциала.
В его активе более 300 научных работ, в том числе монографии, учебники, статьи. Он научный редактор
многочисленных сборников трудов. Им выполнены крупные обобщения и создано районирование по
руслоформирующим расходам рек, разработана морфодинамическая классификация речных русел и
классификация русловых деформаций. Эти разработки, монография "Географические исследования русловых
процессов", серия монографических описаний таких рек как Обь, Лена и др. представляют неоценимый
вклад в теорию русловедения. В последние годы Р.С. Чалов завершил обоснование основных положений
русловедения в широком диапазоне аспектов: региональном, инженерном, палеорусловом, экологическом.
Он входит в число ведущих русловиков страны. Деятельность Романа Сергеевича по достоинству оценена
научной общественностью: он удостоен ряда научных премий.
Огромное уважение, которым пользуется Р.С. Чалов среди сотрудников Географического факультета,
Лаборатории эрозии почв и русловых процессов, знакомых, круг которых велик, обязано его прекрасным
человеческим качествам, интеллигентности, отзывчивости, несмотря на занятость. Он всегда добро¬
желателен, рад помочь в трудную минуту, щедр в науке и готов поделиться своими идеями, оказать помощь
начинающему, поддержаГь колеблющегося.
Сейчас Роман Сергеевич находится в расцвете творческих сил, он окружен преданными сотрудниками,
которые, как и его многочисленные друзья, поздравляют его с юбилеем и желают дальнейших успехов,
здоровья, счастья.
Географический факультет МГУ,
Лаборатория эрозии почв и русловых процессов,
Редколлегия журнала "Геоморфология",
Лаборатория геоморфологии ИГ РАН,
Геоморфологическая комиссия РАН.
117
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1
январь-март
1999
РЕЦЕНЗИИ
ЭРОЗИЯ В ИЗМЕНЯЮЩЕМСЯ МИРЕ
В Париже под эгидой ЮНЕСКО вышел большой сборник работ1, отражающих результаты исследований
по международной гидрологической программе "Изучение эрозии, деформации речных русел и транспорта
наносов в речных бассейнах в связи с естественными и антропогенными изменениями". Сборник содержит
избранные материалы международного симпозиума по данной программе, состоявшегося в Санкт-Петер¬
бурге в 1994 г., дополненные статьями членов рабочей группы этой программы. В нем 30 статей, осве¬
щающих результаты новейших исследоваций и представляющих поэтому значительный интерес. Мы
остановимся главным образом на работах, посвященных эрозии и стоку наносов.
Сборник начинается большой статьей председателя комиссии по континентальной эрозии Между¬
народной ассоциации гидрологических наук Д. Уоллинга (D. Walling) "Эрозия и сток наносов в изменяющейся
среде". В ней сделана попытка обобщения и систематизации новейших исследований в данной области.
В начале статьи Д. Уоллинг рассматривает исследования, пытающиеся восстановить сток наносов
геологического прошлого. Для этой цели используются данные о распространении, составе, мощностях и
скоростях накопления терригенных осадочных пород различного возраста. Для фанерозоя Д. Терди и др.
(Tardy et al. 1989) представили схему, в соответствии с которой средние модули стока наносов изменялись в
зависимости от климатических и тектоно-геоморфологических условий от 30 до 70 т/км2 год и лишь в
голоцене под воздействием человека превысили 100 т/км2 год (рис. 1). Д. Уоллинг отмечает, что деятель¬
ность человека увеличила планетарный твердый сток приблизительно в 3 раза. Несомненный интерес
представляют данные Д. Росса и Е. Дегенса (Ross and Degens, 1974) о стоке наносов в Черное море с
площади его бассейна в 2,3 млн км2 в последние 20 тыс. лет (рис. 2). Самый малый твердый сток
(до 10 т/км2 год) приурочен к последнему ледниковью (осташковскому, поздневалдайскому, Висла И, 15-
20 тыс. лет назад), затем во время дегляциации (8-15 тыс лет назад) он возрастает почти в 50 раз. В
климатическом оптимуме голоцена он вновь снижается (до 40 т/км2 год) и дает затем новый максимум в
земледельческую эпоху, значительно уступающий естественному максимуму в период дегляциации.
Нарисованная американскими исследователями схема, основанная на изучении донных осадков Черного
моря, на первый взгляд представляется логичной. Однако она ставит вопросы, на которые без знания кон¬
кретного материала, лежащего в основе схемы, трудно ответить. Во-первых, с какой площади во время
дегляциации могла поступать в Черное море столь огромная масса наносов, поскольку в поздневалдайское
время ледники занимали в бассейне Черного моря очень малые площади (Западный Кавказ, незначительные
части бассейнов верхних течений Днепра и Дуная). Во-вторых, в последнее ледниковье основная часть
рассматриваемого бассейна находилась в перигляциальной зоне, в которой механическая денудация (эрозия,
солифлюкция, дефляция) не могла быть слабее, чем в климатическом оптимуме атлантика с сомкнутым
покровом лесной и степной растительности. Лишь анализ исходного материала позволил бы ответить на эти
вопросы.
Д. Уоллинг полагает, что изменчивость эрозии и стока наносов в новейшее время может быть охаракте¬
ризована данными'изучения озерных отложений, анализом долговременных измерений на гидропостах,
экспериментами в дренажных бассейнах, пространственно-временными замещениями (принцип эргодизма).
Возможности восстановления хода эрозии по озерным осадкам иллюстрируются примером изучения озера
Фрейне в штате Мичиган, США (Davis, 1975). Вспышка эрозии после уничтожения леса и распашки земель
весьма быстро сменяется установлением динамического равновесия нД новом уровне, в несколько раз
превышающем доагрикультурный (рис. 3).
1 Study of erosion, river bed deformation and sediment transport in river basins as related to natural and man made
changes. International hydrological programme - V. Techical documents in hydrology, № 10. UNESCO, Paris, 1997,
393 p.
118 ■ • I ,
Рис. I. Глобальный сток наносов (г, т/км2 год) в фанерозое (пё Д. Терди и др.,
1989)
Рис. 2. Сток наносов (г, т/км2 год) в бассейне Черного моря в конце позднего
плейстоцена и в голоцене (по Е. Дегенсу и др., 1991)
Характеризуя использование длительных рядов инструментальных наблюдений Д. Уоллинг опирается
прежде всего на исследования Н.Н. Бобровицкой (1991, 1994), установившей, что на территории бывшего
Советского Союза 70% рек имеют нестационарные ряды расхода наносов. Из них 40% обнаруживают
тенденцию к снижению твердого стока, что в основном связано с созданием водохранилищ, а 30% имеют
восходящий тренд (сведение лесов, расширение посевов, золотодобыча и др). По данным американских
исследователей (Mead, Parker, 1985), водохранилища значительно снизили сток наносов рек, дренирующих
аридные области юго-запада США. Так, р. Колорадо сейчас выносит в Калифорнийский залив около
100000 т наносов, в то время как до 1930 г. на три порядка выше (125-150 млн.т/год). Сток наносов Рио-
Гранде в Мексиканский залив снизился с 20 до 1 млн. т. После создания Асуанской плотины поступление
наносов в дельту Нила сократилось со 100 млн, т. до незначительных величин. По данном ЮНЕСКО,
крупные водохранилища мира контролируют 10% общего стока воды с суши в океан. Д. Уоллинг полагает,
что не в меньшей мере они контролируют твердый сток, а в некоторых регионах водохранилища снижают
сток наносов до уровня, характерного для доагрикультурного времени.
Экспериментальные исследования в малых бассейнах позволяют установить важные зависимости, в том
числе временные. Однако их результаты не всегда могут быть прямо экстраполированы на более крупные и
разнородные территории.
Ценную информацию об изменчивости эрозии во времени дает использование принципа эргодизма, т.е.
трансформации пространственных зависимостей во^временные. В качестве одного из примеров Д. Уоллинг
приводит применение этого принципа в глобальном масштабе, осуществленного А. Дедковым и
В. Мозжериным (1984, 1996). Эти авторы разделили 3600 речных бассейнов всей планеты по степени
антропогенизации ландшафта на три категории. Бассейны I категории (неизменный или слабо измененный
природный ландшафт) рассматриваются как близкие естественным доагрикультурным. Сравнение стока
наносов освоенных бассейнов с бассейнами I категории позволяет количественно оценить роль антро¬
погенного фактора. Д. Уоллинг отмечает, что несмотря на некоторые ограничения, связанные с оценкой
репрезентативности бассейнов, такой подход дает результаты, вполне сопоставимые с данными изучения
седиментации в озерах.
119
Рис. 3. Сток наносов (г, т/км2 год) в бассейне озера Фрейне, Мичиган, США в
последние 200 лет (по М. Девису, 1976)
Используя различные материалы, в том числе результаты детальных исследований В. Голосова (1996 и
др.) на Русской равнине, Д. Уоллинг рассматривает соотношения эрозии в верховьях бассейна с твердым
стоком в низовьях. Сложность этих соотношений возрастает с увеличением площади бассейна в связи с
ростом аккумулятивного потенциала аллювиальных днищ речных долин. Требует исследования вопрос,
сопровождается ли вызванная эрозией в водосборном бассейне аккумуляция в долинах всегда лишь
увеличением твердого стока, или же при этом возможно уменьшение последнего.
Антропогенные изменения эрозии и стока наносов, в планетарном масштабе несомненно играющие
ведущую роль, сочетаются с природными, связанными с изменениями климата и жидкого стока. В бассейне
р. Хуанхэ (Лёссовое плато) антропогенные и природные изменения действуют в одном направлении.
Осуществляемый комплекс противоэрозионных мероприятий и сокращение годовых сумм атмосферных
осадков в 80-е годы уменьшили сток наносов на 25%. В ряде других регионов Земли эти соотношения более
сложны. В заключении Д. Уоллинг подчёркивает значение рассматриваемых вопросов как важного элемента
проблемы глобальных изменений окружающешереды.
Разнообразен круг вопросов, которым посвящены другие статьи сборника. Обширная статья
Д. Лианжена (D. Lianzhen) излагает концепцию и технику управления водосборными бассейнами в Китае.
Приложение географической информационной системы к стратегии защиты почв от эрозии рассмотрено
B. Заммером и Е. Клагхофером (W. Summer, Е. Klaghofer). А. Дедков и В. Мозжерин по данным о стоке
взвешенных и влекомых наносов рассмотрели систему эрозии равнин умеренного пояса Земли.
Н.Н. Бобровицая и К. Зубкова предложили усовершенствованную методологию расчета нормы годового
стока взвешенного материала. Анализ процессов эрозии в связанных грунтах дал Т. Мирцхулава.
А. Рузебум (A. Rooseboom) установил уменьшение твердого стока р. Оранжевой за 40 лет более, чем на
50% и объяснил это влиянием антропогенных факторов - сокращением площадей эродируемых земель и
созданием водохранилищ. Не исключено, однако, что и здесь, совместно с антропогенными факторами,
действует аридизация климата тропической Африки в последние десятилетия (Жильцова, 1997).
Украинские исследователи (О. Войцехович, В. Канивец и В. Вишневский) отметили постепенное сокра¬
щение после Чернобыльской аварии содержание радионуклидов в р. Припять. Однако после каждого
половодья их концентрация повышается вследствие эрозии и смыва с водоразделов. Транспортировка
наносов в грязевых потоках аридных областей Центральной Азии рассмотрена X. Исмагиловым. Р. Чалов и
А. Алабян охарактеризовали структуру речной экосистемы и влияющие на ее функционирование гидро¬
климатические, геолого-геоморфологические, физико-химические и антропогенные факторы. Обращено
внимание на различия в системе "расход - уклон" в руслах разного типа: прямых, меандрирующих, фурка-
ционных.
Вопросы теории и практики развития русловых процессов подробно рассмотрены Б. Снищенко и
3. Копелиани. На примере ряда рек (Дунай, Рейн, Хуанхэ, Амур и др.) авторы характеризуют основные
направления влияния антропогенного фактора на русловые процессы (землепользование, создание
водохранилищ, добыча стройматериалов из речных русел, ирригация и др.). Анализируются и сопоставля¬
ются результаты лабораторных исследований различных форм транспорта наносов, выполненные по
различным методикам.
Концептуальное значение имеет статья руководителя Международной гидрологической программы
C. Брука "Реакция рек на природные и связанные с деятельностью человека изменения". Реки рассматри¬
ваются одновременно как механические, экологические и технологические системы, взаимодействующие
между собой и реагирующие на изменения окружающей среды. Статья содержит интересные положения,
многие из которых, по признанию С. Брука, являются дискуссионными. И здесь нет возможности на них
120
остановиться, тем более, что большинство их не имеет прямого отношения к геоморфологии. Однако
хотелось бы привести некоторые образные формулировки общего значения. Так, автор выделяет три
подхода к управлению речными системами и характеризует их следующими выражениями. (I) "Техно¬
логический" подход: "умные инженеры и глупая природа"; (2) "Экологический" подход: "природа знает лучше
всего" или "глупые инженеры и умная природа"; (3) "Кибернетический или управленческий" подход: "человек
является частью речной системы".
Нельзя не признать, что эти образные стилизованные формулировки не лишены глубокого смысла.
Преобладание первого подхода, как показывает практика, ведет к катастрофам и потерям. Второй
призывает к осторожному обращению с природой. Будущее безусловно за третьим подходом.
Рассматриваемый международный сборник вносит заметный вклад в изучение эрозии, стока наносов и их
реакции на изменения окружающей среды. Его характерная особенность - значительное участие ученых из
стран СНГ, которым принадлежит половина всех статей. Тому две причины: проведение международного
симпозиума по данной программе в Санкт-Петербурге и значительный уровень разработки программы в
России и ряде других стран СНГ.
А.П. Дедков, А.В. Гусаров
121
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1
январь-март
1999
%
ХРОНИКА
ГОРОДА И РУСЛОВЫЕ ПРОЦЕССЫ
21-22 апреля 1998 г. в Волгоградском государственном педагогическом университете на кафедре физи¬
ческой географии и геоэкологии состоялось рабочее совещание Межвузовского научно-координационного
совета по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов, который действует при МГУ.
Тема совещания "Эрозия и русловые процессы на урбанизированных территориях" выбрана в связи с тем,
что в городах оврагообразование и динамика русел напрямую связаны с хозяйственной деятельностью и
имеют четко выраженные экологические последствия. Для г. Волгограда, как территории интенсивно
расчлененной с зарегулированным стоком р. Волги, эти процессы весьма характерны.
В работе совещания приняли участие ученые из Москвы, Санкт-Петербурга, Нижнего Новгорода и
Волгограда. Заслушано 17 докладов по проблемам деформации, техногенного заиления и судоходного
состояния русел рек Лены, Оби, Енисея, Оки, Ахтубы, Инсара, Вычегды, Невы.
Среди докладов, рассматривающих теоретические вопросы взаимодействия русловых процессов и
городских территорий, особый интерес представляло сообщение Р.С. Чалова (МГУ) "Город и русловые
процессы: взаимодействие, противоречия, проблемы, решения". Ряд сообщений дополняли предложенную
теоретическую схему на конкретных примерах взаимодействия разномасштабных городских территорий и
рек. Это доклады К.М. Берковича, А.А. Зайцева, С.Н. Рулевой, В.В. Иванова, А.В. Чернова (МГУ), в
которых рассматривались негативные проявления взаимодействий русловых процессов в пределах урбани¬
зированных территорий на условия жизни и хозяйственной деятельности человека на реках Лене, Оби,
Енисее, Вычегде и ряде др. ,
Проблеме влияния русловых процессов на объекты народного хозяйства и условия судоходства были
посвящены доклады Ю.А. Андрианова (Московский автодорожный институт) и Б.А. Самогина (Волжская
академия водного транспорта).
В ряде сообщений затрагивались экологические вопросы техногенного изменения русел и пойменных
ландшафтов в пределах городских территорий. В сообщении В.В. Суркова подробно рассматривались изме¬
нения пойменных ландшафтов в пределах Новосибирска после создания водохранилища, а также техно¬
генного изменения поймы р. Сетунь в Москве. Интерес вызвал доклад К.М. Берковича и Л.В. Злотиной
"Особенности техногенного заиления русла р. Инсара в г. Саранске й.его окрестностях", в котором было
показано влияние сбросов сточных вод одного города на коренное ухудшение экологического состояния
реки.
Гидрогеологические аспекты урбанизации были наиболее подробно рассмотрены в докладе Н.Б. Ба¬
рышникова, где отмечалось существенное изменение составляющих водного баланса в пределах городских
территорий. Конкретным проблемам проявления эрозионных и русловых процессов в пределах города была
посвящена целая группа сообщений представителей вузов и различных Производственных организаций
Волгограда. Так, в докладе В.А. Брылева (ВГПУ) даны исчерпывающие характеристики типичных экзоген¬
ных процессов Волгоградской агломерации - русловых, эрозионных, оползневых. Все эти процессы ныне
имеют антропогенную и техногенную составляющие и задача исследователей - вычленение и определение
их роли и тенденций в условиях все более возрастающей урбанизации.
В докладе А.Н. Самусь (ЗАО "Радиан"), основанном на обширном материале почти 40-летних инженер¬
но-геологических исследований, рассматривается роль дизъюнктивных нарушений в заложении и развитии
долинной сети, а также техногенная эволюция овражно-балочной сети Волгограда.
Н.В. Сапункова (Нижневолжское бассейновое управление) детально изложила особенности гидрологиче¬
ского режима Волго-Ахтубинской поймы, дала прогноз параметров предстоящего паводка, режим которого в
нижнем бьефе Волжской ГЭС зависит скорее от функционирования ГЭС, нежели от естественных процессов
в Волго-Камском бассейне. В докладе дана также детальная гидрологическая характеристика рукава Волги-
122
Ахтубы, которая с постройкой плотины лишилась естественного истока и начинается у шлюзов Волжской
ГЭС.
В докладах А.Н. Сажина, Н.П. Дьяченко, Д.А. Солодовникова (ВГПУ) представлены результаты
многолетних исследований по проблемам микроклимата агломерации, техногенного морфогенеза г. Волго¬
града. а также создания природного национального парка в Волго-Ахтубинской пойме.
Отмечено, что географами, гидрологами и биологами Волгограда накоплен немалый опыт по изучению
эволюции флювиалыюй и эрозионной сети на урбанизированных территориях, а Волгоградская агломерация
может рассматриваться как один из полигонов.
На конференции было заслушано больше половины заявленных в программе докладов. К сожалению,
часть участников не смогла прибыть на конференцию из-за продолжающихся негативных явлений, охва¬
тивших всю высшую школу как в России, так и в ближнем зарубежье - отсутствие средств и финансовой
поддержки со стороны государства.
В рамках совещания была организована ознакомительная поездка на комплекс гидротехнических соору¬
жений Волжской ГЭС и Волго-Ахтубинскую пойму, где участники ознакомились Ь проблемами водо-
обеспечения рукава Ахтубы в свдзи с негативными проявлениями русловых процессов в пределах подвод¬
ного Волго-Ахтубинского канала.
В решении совещания отмечена необходимость проведения подобных научных конференций даже по
относительно узким тематикам, что обеспечивает не только возможность более глубокой научной про^
работки вопроса, но и нахождение решений конкретных прикладных задач.
Совещание еще раз наглядно продемонстрировало важность и необходимость научного подхода при
решении социально-производственных задач для рационального природопользования.
В. А. Брылев, Н.П. Дьяченко
I
)
123
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1
январь-март
1999
ПОТЕРИ НАУКИ
Сергей Михайлович Александров
(1933-1998)
23 июля 1998 г. скоропостижно скончался доктор географических наук, старший научный сотрудник
ИГ РАН Сергей Михайлович Александров.
Сергей Михайлович родился 18 июля 1933 г. в Москве в семье служащего. С 1952 по 1957 гг. он учился
на Географическом факультете МГУ, который закончил с отличием по специальности географ-геоморфолог.
Еще в студенческие годы он участвовал в различных экспедициях, одна из которых - Охотская - во многом
определила его дальнейшую судьбу. После окончания МГУ его распределяют во Второе Гидрогеологи¬
ческое Управление Министерства Геологии, и он проводит долгие полевые сезоны на острове Сахалин.
Результаты этих исследований легли в основу кандидатской диссертации, защищенной в 1964 г.
Позже, в 1973 г., выходит в свет монография С.М. Александрова "Остров Сахалин", где дается всесто¬
роннее описание рельефа, геоморфологических процессов, неотектоники этого крупнейшего из российских
острова на Дальнем Востоке. Особое место в монографии, ставшей уже "классической", отводится описанию
строения побережья острова и его шельфа. Не удивительно, что Сергей Михайлович был признан одним из
крупнейших знатоков геоморфологии шельфовых областей. На некоторое время (с 1968 по 1970 гг.) Сергей
Михайлович становится жителем Сахалина, работает в Лаборатории геологии островных дуг Саха¬
линского КНИИ ДВНЦ АН СССР в г. Южносахалинске.
В 1970 г. он переходит на работу в Институт океанологии АН СССР, в Лабораторию прибрежной зоны
моря, а после перевода этой лаборатории в Институт географии, с 1971 г. на протяжении почти 27 лет
научная деятельность Сергея Михайловича связана с этим институтом.
Сначала в ИГ АН он исполняет нелегкие обязанности Зам. заведующего Лаборатории береговой зоны
моря, изучает геоморфологию и динамику берегов Азовского и Черного морей.
В отдел (позже лабораторию) геоморфологии ИГ АН СССР он переходит в 1973 г., где проводит
исследование по весьма актуальной для тех лет аэрокосмической тематике. Его работы по дешифри¬
рованию аэрокосмических снимков охватывают обширные территории Средней Азии - от Прибалхашья до
Памира, а также Западный Кавказ. Результаты этих работ, а также опыт исследований на Тихоокеанском
побережье позволили Сергею Михайловичу провести интересный сравнительный морфоструктурный анализ
континентально-океанической и внутриконтинентальной шовных зон и, тем самым, внести значительный
вклад в геоморфологическую часть теории тектоники плит, а также принять активное участие в составле¬
нии "Геоморфологической карты СССР" м-ба 1:2500000 - крупного научного обобщения, объединившего
почти всех ведущих Геоморфологов бывшего СССР. В 1990 г. Сергей Михайлович защищает докторскую
диссертацию по теме "Морфоструктуры о,строводужных и горных подвижных поясов", в который разви¬
вается концепция контрастного или полигенетического Горообразования в Тихоокеанском и Альпийско-Гима-
лайском подвижных поясах. Этой теме также посвящены главы коллективной монографии "Горы шовных
зон СССР и тектоника плит" и монография "Морфоструктура оетроводужных и горных подвижных поясов",
вышедшие в 1990 г.
Яркой чертой С.М. Александрова как ученого был постоянный поиск новых направлений в науке. Уже в
90-е годы юн начинает иследования но совершенно новому направлению - нелинейность рельефообразу¬
ющих процессов, а также по ставшей очень актуальной в последние годы теории катастроф, разрабатывая
геоморфологические аспекты влияния катастроф на развитие рельефа переходных зон. Результаты
исследований излржены в монографии "Нелинейность рельефообразующих процессов и экстремальные
ситуации" (1996 г.). Сергей Михайлович принимает активное участие в создании таких крупных научных
произведений, как "Атлас ПСЕРМ", вышедший в 1996 г., а также находящихся еще в процессе подготовки
"Геоморфологической карты Азии" и "Карты современных процессов на территории СНГ".
124
Сергеем Михайловичем опубликовано более 90 научных работ, причем наиболее значительные из них
приходятся на последние годы. Поэтому без преувеличения можно сказать, что он скончался в самом
расцвете своей научной деятельности.
Коллеги Сергея Михайловича Александрова навсегда сохранят о нем светлую память.
Лаборатория геоморфологии ИГ РАН,
Редколлегия журнала "Геоморфология",
Геоморфологическая комиссия РАН
Олег Константинович Чедия
(1923-1998)
Ушел из жизни Олег Константинович Чедия. Еще в феврале 1998 г. мы видели его, как обычно бодрого
и энергичного, на Всесоюзном тектоническом совещании в Москве, а в августе пришла скорбная весть.
Казалось, ничто его не берет: ни фронтовые раны, ни возраст, ни повторявшиеся проблемы с сердцем.
Выходец из семьи военного, он всегда был подтянут, бодр, улыбчив, с ясным взглядом, с шуткой на устах,
подчас соленой. Не казался бодрым, Но был. Ясное понимание того, к чему стремиться, мобилизация
творческих сил, огромная работоспособность, исследовательский дух - это черты Олега Константиновича,
не только врожденные, но и воспитанные в. себе.
Всю свою жизнь геолог О.К. Чедия был связан с горами Средней Азии. Он любил горы. Потребность
жить и работать в горах всю жизнь оставалась для него внутренней радостной необходимостью, источником
духовного равновесия и воодушевления. Будучи отменным водителем, он тем не менее предпочитал
маршруты конные. Подбор коня в начале экспедиции был для него делом особо важным: весь сезон он
проводил в седле. Поэтому и мог забираться в такие ущелья, куда геологам "колесного", да и вертолетного
века попадать не удавалось.
За свою долгую, едва ли не 50-летнюю жизнь полевого геолога, проводившего в горах по несколько
месяцев ежегодно, Олег Константинович прошел пешком и верхом, наверное, не меньше сотни тысяч
километров, не считая маршрутов "колесных". И каких маршрутов! Представить и оценить это может лишь
тот, кто сам работал, а не только экскурсировал в горах Памира и Тянь-Шаня. О.К. Чедия знал Памир и
Тянь-Шань так, как, пожалуй, никто другой во второй половине нашего века.
Пройдя прекрасную школу знатока Центральной Азии полевого геолога Василия Михайловича Сини¬
цына, воспитанный Ленинградским университетом (что с неизменным пиететом и благодарностью Олег
Константинович всегда подчеркивал), он был одинаково силен в геоморфологическом и в геологическом
картировании и в постановке острых проблем геологического развития и отдельных участков, и позднее -
региона в целом. Начав в послевоенные годы с изучения ледников Туркестанского хребта, он затем надолго
сосредоточивается на исследовании горных систем Дарваза и Памира. И здесь диапазон его интересов
простирается от вопросов современного оледенения до шарьяжной тектоники и других проблем четвер¬
тичной геологии. Одним из важнейших направлений этих работ было изучение переуглубленных долин
Дарваза, позволившее объяснить сложную систему строения аллювия в горных реках восточного Таджи¬
кистана. О.К. Чедия - один из создателей стратиграфии четвертичных отложений Памира. Заметную роль
сыграл ученый в разработке региональной схемы четвертичных отложений Средней Азии, утвержденной
специальной конференцией в начале 60-х годов.
С 50-х годов главным направлением его исследований стала неотектоника, опирающаяся на геомор-,
фологию, геологию коренных пород и четвертичную геологию. В то время новейшая тектоника по
существу только формировалась, готовых методик и руководств не было, перед исследователями в этой
области стояли исключительно трудные задачи, тем более в горных районах. Без преувеличения можно
сказать, что в создании неотектоники Памира и Тянь-Шаня О.К. Чедия сыграл ту же ведущую роль, что
С.С. Шульц для Центрального Тянь-Шаня. Оба исследователя в дальнейшем стали в этой области метрами
одного уровня.
Очень важно, что работая в Таджикском университете, О.К. Чедия сумел увлечь молодых способных
людей и организовать группу сначала энтузиастов, а затем и возмужавших под его руководством спе¬
циалистов, тесно спаянных общими устремлениями и научной идеологией (А.К. Трофимов, В.В. Лоскутов,
В.А. Васильев и др.). Многолетний упорный и полный опасностей и лишений труд завершился созданием
карты неотектоники территории Таджикистана в масштабе 1:500000, труда в то время поистине
125
выдающегося. Нет необходимости говорить о крупной серии статей по обширному кругу вопросов. Сам
Олег Константинович завершил этот цикл двухтомной книгой "Юг Средней Азии в новейшую эпоху4
горообразования" (Фрунзе, 1971-1972).
Хотя в 50-60-е гг. в советской геологии и неотектонике безраздельно господствовал "вертикализм", это
не помешало О.К. Чедия не только замечать, но и исследовать признаки крупных горизонтальных пере¬
мещений. Одна из его публикаций специально посвящена шарьяжу в Дарвазе. Тогда это была почти
крамола.
Базовый труд О.К. Чедиа по югу Средней Азии применительно к этому району в дальнейшем так и не
был превзойден. Теперь ясно, что не будет превзойден и в последующие лет пятьдесят. Сам же Олег Кон¬
стантинович пошел значительно дальше. Переехав в Киргизию вместе с верным соратником А.К. Тро¬
фимовым, на базе прежнего опыта и новых методических разработок и идей, он шаг за шагом й по существу
заново стал разрабатывать региональные вопросы неотектоники и сейсмотектоники. Последняя все более и
более увлекала Олега Константиновича, так что не случайно созданная им во Фрунзе (нынешнем Бишкеке)
в Геологическом институте лаборатория затем перешла в Институт сейсмологии Академии наук Киргизии.
Именно благодаря высоким научным достижениям и кипучей деятельности О.К. Чедия удалось провести
во Фрунзе Пленум Геоморфологической комиссии с полевыми экскурсиями в Прииссыккулье, а позднее и
сейсмологическую конференцию с упором на сейсмотектонику на самом оз. Иссык-Куль.
В Киргизии Олег Константинович, уже во второй половине своей творческой жизни, с новым рвением
взялся не просто за организацию лаборатории, но за создание местной научной школы. И это ему удалось:
он научил, воспитал, ввел в науку и "в люди" несколько молодых исследователей, которые плодотворно
работают и продолжают его дело. Когда в 80-е годы и позднее в республиках (затем государствах) Средней
Азии заметно снизилась активность научной работы, а геология и сейсмотектоника вообще сошли до
минимума, в Киргизии эти исследования продолжались и развивались. Один за другим выходили научные
сборники, ученики О.К. Чедия защищали диссертации, возникали и укреплялись контакты с зарубежными
коллегами, организовывались совместные экспедиции. Мотором и мозгом, несомненно, был Олег Кон¬
стантинович. Несмотря на повторяющиеся сердечные приступы и потерю главного сподвижника - А.К. Тро¬
фимова, Олег Константинович продолжал работать с прежним упорством. Снова выходят его книги и
вдохновляемые и редактируемые Им сборники.
С его самым непосредственным участием готовится и выпускается "Карта сейсмического районирования
Киргизской республики". Последним крупным научным предприятием О.К. Чедия стало его участие в новой
"Карте новейшей тектоники Северной Евразии", вышедшей под ред. А.Ф. Грачева в 1998 г. В ней О.К.
Чедия принадлежит макет всего Среднеазиатского региона. Соответствующая монография с его участием
выйдет уже после его смерти. i
В последние годы Олег Константинович увлекся и сумел увлечь учеников проблемами палеосейсмоло-
Гии - выявления и расшифровки древних сильных землетрясений по оставленным ими следам на поверхности
и в четвертичных отложениях. Увидели свет его с коллегами статьи на русском и английских языках. Олега
Константиновича нет, но эти статьи еще будут выходить и выходить.
Заслуженный фронтовик, кавалер нескольких орденов и медалей, профессор, доктор наук, заслуженный
деятель науки и техники Киргизстана, он никогда этим не кичился и не стремился к занятию руководящих
постов. Многб лет назад он передал заведование ученику, но до самого конца оставался подлинным научным
руководителем направления.
Преданный избранному научному пути, ценностям духовным, он всегда был ровным, благожелательным,
уважительным к коллегам, веселым рассказчиком, главой застолья, интересным собеседником и надежным
товарищем. Те, кто знал Олега Константиновича ближе, не уставали удивляться, а к концу его жизни и
восхищаться разнообразием его умений и интересов. Он писал маслом пейзажи, был заядлым охотником,
страстным рыболовом, увлеченным садоводом. Он вообще все делал с увлечением и результативно.
Ничто человеческое не было ему чуждо. Человеческое не столько в повседневном, сколько в высоком
смысле. И потому останется он в памяти коллег, соратников, учеников и продолжателей не только как метр,
крупный ученый и учитель, но и как простой, приятный, достойный уважения и симпатий человек.
Труды же его, несомненно, войдут в XXI в. и будут там востребованы долго.
Олег Константинович ушел полный жизненной и творческой энергии,, замыслов, в процессе освоения
перспективного направления исследований. Он всю жизнь был на коне, с выпрямленной спиной и гордо
поднятой головой, в стремлении вперед и вверх.
Таким он и остался.
Коллеги, соратники, друзья
126
ПРАВИЛА ДЛЯ АВТОРОВ
"Геоморфология" - единственный в нашей стране специальный журнал, посвященный изучению рельефа
Земли и формирующих его процессов. В нем публикуются научные статьи и заметки по вопросам геоморфо¬
логии суши, берегов и дна морей, палеогеоморфологии, статьи, посвященные результатам использования
материалов геоморфологических исследований в народном хозяйстве и применению новых методов в
геоморфологии. Статьи по неотектонике и палеогеографии принимаются лишь в том случае, если рас¬
сматриваемые в них вопросы имеют непосредственное отношение к геоморфологии. Дискуссии привет¬
ствуются, но лишь не носящие личного характера и имеющие общенаучный интерес. Журнал не печатает
мнение одного автора о квалификации другого, а лишь замечания по его работе, имеющие чисто научное
значение. В журнале публикуются также рецензии на новые научные работы по перечисленным вопро¬
сам и хроникально-информационные сообщения о состоявшихся научных съездах, конференциях, сове¬
щаниях.
Статьи, представляемые в журнал, должны излагать существенные, законченные и еще не опубли¬
кованные результаты научных исследований.
Редакция просит авторов при подготовке статей руковбдствоваться изложенными ниже правилами.
Статьи, оформленные не по правилам, будут возвращаться авторам без рассмотрения по существу.
1. Объем статей, включая подрисуночные подписи и список литературы, не должен превышать для
работ, имеющих общее значение - 18 стр. машинописного текста; для научных сообщений, посвященных
частным вопросам, и работ по методике научных исследований - 12 стр. На отдельной странице к статье
прилагается краткое резюме объемом не более 10 строк для перевода на английский язык, отражающее
основную идею и выводы автора.
Нумерация страниц должна быть сплошной, включая страницы со списком литературы, таблицами,
подписями к рисункам и т.д.
2. Вся статья, включая таблицы, их шапки и боковики, примечания, заголовки, иностранные вставки,
список литературы, подрисуночные подписи, резюме, сноски, должна быть напечатана на пишущей машинке
через 2 интервала без рукописных вставок на одной стороне листа стандартного размера с полями не- менее
Ч см. Большие статьи желательно дробить на разделы с подзаголовками (необходимо четко обозначить
соподчинение позаголовков между собой).
3. Резюме, список литературы, подрисуночные подписи, таблицы (каждая) даются на отдельных
страницах.
4. Рукопись представляется в двух экземплярах, один из которых должен быть первым машинописным
оттиском. Оба экземпляра должны быть выверены и подписаны автором (всеми авторами).
5. Список литературы с порядковыми номерами дается на отдельной .странице в конце статьи, не в
алфавитном порядке, а по упоминанию в тексте, независимо от языка, на котором дана работа. В список
литературы включаются только работы, на которые имеются ссылки в тексте статьи. В ссылке на работу,
помечаемой в тексте, дается в квадратных скобках только порядковый номер работы и, если необходимо (в
случае приведения цитаты в тексте) - страница.
Библиографическая справка дается по следующей форме:
I. Книги и статьи из сборников.
Аристархова Л.Б. Геоморфологические исследования при поисках нефти и газа. М.: Изд-во МГУ, 1979.
152 с.
Уровень, берега и дно океанов / Клиге Р.К., Леонтьев О.К., Лукьянова С.А. и др. М.: Наука, 1978. 191 с.
Дедков А.П., Мозжерин В.И. Медленные гидротермические движения почвенно-грунтовых масс на склонах
(крип) // Методы полевых геоморфологических экспериментов в СССР. М.: Наука, 1986. С. 77-90.
II. Статьи из журналов.
Федоров В.В. Морфоскульптура гайотов хребта Наска // Геоморфология. 1985. № 3. С. 62-69.
Боков В .А., Клюкин А А. Влияние гидротермических движений на развитие склонов флишевого низкогорья
Крыма // Изв. ВГО. 1987. Т. 119. Вып. 1. С. 53-57. f
III. Авторефераты диссертаций.
Гласко М.П. Соотношение блоковых морфоструктур и современных движений равнинно-платформенных
территорий: Автореф. дис.... канд. геогр. наук. М.: Ин-т географии РАН, 1984. 26 с.
Просьба строго придерживаться этой формы, обращая особое вниманиеща знаки препинания между
словами.
5. Единицы физических величин даются по системе СИ.
6. В десятичных дробях употребляется только запятая, но не точка: 0,35.
7. Нумерация сносок дается не постраничная, а сквозная цифровая.
8. Иллюстративный материал должен быть минимальным по количеству (3-4 рис.), представляется в
двух экземплярах, отдельно от рукописи и ни в коем случае не приклеивается к ее страницам. Авторские
оригиналы карт должны быть выполнены на географической основе ГУГК, при необходимости уменьшенной
или увеличенной. Могут быть использованы контурные карты, а также бланковый вариант справочных,
административных и туристских карт. Все рисунки, схемы, графики, карты должны быть четко выполнены в
размере, обеспечивающем ясность понимания всех деталей. Рисунки выполняются тушью на чертежной
бумаге. Фотографии - на глянцевой бумаге в двух экземплярах. Надписи на рисунках следует, по возможно¬
сти, заменять цифровыми или буквенными обозначениями, объясняемыми в тексте статьи или в подписях к
рисункам. Все рисунки должны быть пронумерованы соответственно их упоминанию в тексте, а подписи к
127
ним даются в том же порядке на отдельной странице. На обороте рисунка указывается его порядковый
номер. В тексте статьи даются ссылки на рисунки и таблицы, а место их (по первому упоминанию)
отмечается карандашом на полях. Таблицы печатаются на отдельных страницах.
9. Формулы вписываются в текст от руки четко черной тушью. Следует делать четкое различие между
прописными и строчными буквами, когда они одинаковы по начертанию и отличаются только лишь своими
размерами. Прописные буквы подчеркиваются двумя черточками снизу, строчные - двумя черточками
сверху. Следует тщательно выписыватв похожие между собой буквы, а также делать различие между
буквой О и нулем (0), для чего последний подчеркивается квадратной скобкой снизу. Индексы и показатели
степеней помещаются строго ниже и строго выше тех символов, к которым они относятся; штрихи четко
отделяются от единицы, а единица от запятой. Греческие буквы подчеркиваются красным карандашом,
латинские - знаком курсива (волнистой линией). f
10. Никакие сокращения слов в тексте, кроме общепринятых сокращений метрических мер, меха¬
нических, тепловых, магнитных и прочих единиц измерений и т.д. и т.п. и пр., не допускаются.
11. В ^онце статьи автор указывает полностью фамилию, имя и отчество, место работы, полностью
домашний и служебный адреса и номера телефонов.
Редакция сообщает, что наборный экземпляр рукописи является окончательным текстом и в после¬
дующем никакая правка не допускается, корректура авторам не рассылается.
А.М. Берлянт, В. В ад. Б рои гуле ев, В. А. Брылев, А.П. Дедков,
Ю.В. Ефремов, П.А. Каплии, А.Н. Ласточкин, Е.В. Лебедева (отв. секретарь),
Э.А. Лихачева, А.Н. Маккавеев (зам. гл. редактора),, Ю. А. Павл и дне, Г.И. Рейснер,
Ю.П. Селиверстов, Ю.Г. Симонов, Г.Ф. Уфимцев, Г.И. Худяков,
Р.С. Чалов, В.П. Чичагов
Главный редактор Д.А. Тимофеев
Редакционная коллегия:
Зав. редакцией Е.А. Карасева
тел. 238-03-60
Технический редактор Т.Н. Смолянникова
Сдано в набор 16.11.98
Офсетная печать.
Подписано к печати 15.12.98
Уел. печ. л. 10,4 Уел. кр.-отт. 3,6 тыс.
Тираж 343 экз. Зак. 2121
Формат бумаги 70 х 100 '/1й
Уч.-изд. л. 12,4 Бум. л. 4,0
Адрес редакции: 109017 Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 29
Институт географии РАН, тел. 238-03-60
"Отпечатано в типографии "Наука", 121099, Москва, Шубинекий пер., 6
УВАЖАЕМЫЕ ПОДПИСЧИКИ ЖУРНАЛОВ
ИЗДАТЕЛЬСТВА “НАУКА”
/
Подписка на академические журналы издательства “Наука” во П 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. 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 II полугодие 1999 г.
изменена по сравнению с предыдущей подпиской.
Индивидуальные подписчики академических организаций смогут оформить
подписку по специальным ценам, предъявив служебное удостоверение. Лица,
желающие получать подписные издания непосредственно на свои почтовые
адреса, а также иногородние подписчики смогут оформить ее по специальным
заявкам. Индивидуальная подписка по-прежнему будет проводиться по принципу
“Один специалист - одна подписка”.
"Коллективные подписчики, перечисленные выше, для оформления своего
заказа должны будут направить в йздательство “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).
Учреждения РАН, специализирующиеся на комплектовании научных
библиотек академических организаций (БАН, БЕН, ИНИОН, ГПНТБ СО РАН)
могут осуществить подписку, как и прежде, непосредственно в издательстве,
предварительно согласовав с ним список пользующихся их услугами организаций и
количество льготных подписок.
Лицам и организациям, сохранившим право подписки по специальным ценам,
в соответствии с настоящими условиями, достаточно будет при оформлении
подписки на П полугодие 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-
1 нам, заблаговременно направлять свои заказы и письма по адресу: 117864, ГСП-7,
Москва В-485, Профсоюзная ул., 90, комната 430, факсы: 334-76-50,420-22-20.
Поздно поданная заявка будет оформляться только с соответствующего
месяца.
В конце этого номера журнала публикуются бланки заявок с указанием
цены подписки, доставляемой по Вашему адресу.
Издательство “Наука”
Российская академия наук * Издательство “Наука”
Заявка, 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)
во 2-ом полугодии 1999 года
Физика. Математика.
Астрономия. Геология.
Технические науки.
Географические науки.
Журналы общего
содержания.
Наименование организации (сокращенно и полностью)
Местонахождение: почтовый индекс Область (край, респ.)
город ул. дом __ корп.
код+тел. . факс e-mail ;
Полный почтовый адрес организации для писем и бандеролей (если он отличается от адреса местонахождения)
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее)
Просим оформить специальную адресную подписку на отмеченные ниже журналы:
Индекс
Наименование журнала
а
§1
If
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на II-0®
полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
номера
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
(10x11)
1"
ИЮЛЬ
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
декабрь
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70001
Автоматика и телемеханика
6
116
70010
Акустический журнал
3
135
70237
Алгебра и анализ
3
1)35
70030
Астрономический вестник
3
127
70024
Астрономический журнал
6
148
70053
Биофизика
3
160
70134
Водные ресурсы
3
148
70162
Вулканология и сейсмология
3
100
70217
Геология рудных месторождений
3
107
70218
Геомагнетизм и аэрономия
3
121
70215
Г еоморфология
2
I
99
70228
Г еотектоника
3
107
70393
Геоэкология. Инженерная геология, гид¬
рогеология, геокриология
3
109
70253
Дефектоскопия
6
I
I
90
70239
Дискретная математика
2
117
70244
Доклады РАН
18
285
70287
Журнал вычислительной математики и
математической физики
6
107
70290
Журнал научной и прикладной фотографии
3
78
70298
Журнал технической физики
6
|
|
I
121
см. продолжение
3*
1
Наименование журнала
it
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на II-06
полугодие
Цена одного
номера
ИТОГО
сумма в
рублях
s
?s
г
ИЮЛЬ
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
декабрь
(4+5+6+7+8+Э)
(в руб.)
(10x11)
1
I *
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70303
Журнал экспериментальной
и теоретической физики
6
183
70324
Записки Всероссийского минералогичес¬
кого общества
3
114
70335
Защита металлов . i
3
103
70406
Известия РАН. Механика жидкости и газа
3
125
70408
Известия РАН. Механика твердого тела
3
124
70351
Известия РАН. Серия географическая
3
124
70355
Известия РАН. Серия математическая
3
177
70356
Известия РАН. Серия физическая
6
I
|
I
122
70360
Известия РАН. Физика атмосферы
ифкеана
3
150
70407
Известия РАН. Энергетика
3
107
70405
Известия РАН. Теория и системы управления
3
*
143
70363
Известия русского географического общества
3
91
70420
Исследования Земли из космоса
3
120
70459
Космические исследования.
3
107
70447
Кристаллография
3
171
70493
Литология и полезные ископаемые
3
106
70560
Математические заметки
6
84
70512
Математический сборник
6
/ 108
70502
Математическое моделирование
6
92
70571
Микроэлектроника
3
89
70670
Оптика и спектроскопия
6
I
|
I
152
70642
Петрология
3
102
70769
Письма в “Астрономический журнал”
6
94
70768
Письма в “Журнал технической физики”
12
134
70304
Письма в “Журнал экспериментальной и
теоретической физики”
6
112
70748
Поверхность. Рентгеновские, синхро-
тронные и нейтронные исследования
6
105
70706
Прикладная математика и механика
3
-4
143
70556
Проблемы машиностроения и надежнос¬
ти машин
3
91
70741
Проблемы передачи информации
2
92
70776
Радиотехника и электроника
6
I
108
70797
Расплавы
3
97
73390
Стратиграфия. Геологическая корреляция
3
102
70982
Теоретическая и математическая физика
6
|
I
111
70965
Теория вероятностей и ее применения
2
183
70967
Теплофизика высоких температур
3
135
71002
Успехи математических наук
3
150
70361
Физика Земли
6
103
71034
Физика и техника полупроводников
6
123
см. продолжение
Индекс
Наименование журнала
Кол-во номеров
в полугодие
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заковываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на И-00
полугодие
(4+S+6+7+8+9)
Цена одного
номера
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
(10x11)
ИЮЛЬ
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
декабрь
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
71059
Физика и химия стекла
3
135
71022
Физика металлов и металловедение
6
104
71058
Физика плазмы
6
106
71023
Физика твердого тела
6
179
71036
Функциональный анализ и его приложения
2
90
71140
Ядерная физика
6
I I
I I
162
ВСЕГО заказано журналов на сумму
(прописью)
НДС не облагается. (В случае введения НДС на научную периодику Издательство будет вынуждено провести
соответствующую корректировку на подписную цену). Оплату гарантируем на расчетный счет ЗАО “Агентство
подписки и розницы” в течение 5 банковских дней после получения счета.
ДИРЕКТОР ОРГАНИЗАЦИИ
ГЛАВНЫЙ БУХГАЛТЕР
М. П.
ВНИМАНИЕ: Оплата заказа производится только после получения счета от ЗАО "АПР". Издательство “Наука” не
гарантирует исполнение подписных заказов, если оплата получена после 15 числа предподписного месяца.
Отправка заказанных и оплаченных периодических изданий производится Агентством подписки и розницы в течение
10-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 пр адресу: 103009 Москва, Страстной бульвар,
дом 4, офис 94,
тел. (095) 974-11-11, факс (095) 209-36-66, e-mail nauka@apr.ru nauka@apr.msk.su WWW: HTTP:\\www.apr.ru
Российская академия наук» Издательство “Наука”
Заявка, подписанная руководителем и заверенная печатью организации, направляется письмом в Издательство
“Наука” по адресу: 117864 ГСП-7, Москва В-485, Профсоюзная ул., 90. Для ускорения обработки Вашего заказа
высылайте копию заявки по факсу (095) 420-22-20, либо по электрон, почте nauka@apr.ru 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)
во 2-ом полугодии 1999 года
Химические науки.
Биологические науки.
Журналы РАН общего
содержания.
Наименование организации (сокращенно и полностью)
Местонахождение: почтовый индекс Область (край, респ.)
город. ул. дом , корп.
код+тел. ' факс e-mail
Полный почтовый адрес организации для писем и бандеролей (если он отличается от адреса местонахождения)^
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее)
Просим оформить специальную адресную подписку на отмеченные ниже журналы:
Индекс
Наименование журнала
m
&
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего, месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на II-0®
полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Ццна одного
номера
(в руб.)
итого
сумма в
рублях
(10x11)
?g
1“
ИЮЛЬ
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
декабрь
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70008
Агрохимия
6
92
70112
Биологические мембраны
3
143
71151
Биология моря
3
'
120
71150
Биоорганическая химия
6
110
70054
Биохимия
6
107
70056
Ботанический журнал
6
113
70134
Водные ресурсы
3
148 .
70147
Вопросы ихтиологии
3
'
141 (
70178
Высокомолекулярные соединения
6
134
70211
Генетика
6^
118
70219
Г еохимия
6
98
70244
Доклады РАН
18
285
70284
Журнал аналитической химии
6
110
70286
Журнал высшей нервной деятельности
им. И. Павлова
.3
135
70293
Журнал общей биологии
3
124
70294
Журнал общей химии
6
142
см. продолжение
0
1
Наименование журнала
ш
§!
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на 11-°®
полугодие
Цена одного,
номера
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
s
*8
Г
ИЮЛЬ
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
декабрь
(4+5+6+7+8+Э)
(10x11)
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70301
Журнал органической химии
6
131
70296
Журнал прикладной химии
6
134
70299
Журнал физической химии
6
171
70302
Журнал эволюционной биохимии и фи¬
зиологии
3
111
70335
Защита металлов
3
103
70333
Зоологический журнал
6
99
70350
Известия РАН. Серия биологическая
3
134
70405
Известия РАН. Теория и системы управ¬
ления
3
143
70430
Кинетика и катализ
3
158
70438
Коллоидный журнал
3
153
71057
Координационная химия
6
110
70495
Лесоведение
3
96
70561
Микология и фитопатология
3
98
70540
Микробиология
3
145
70562
Молекулярная биология f
3
150
88744
Нейрохимия
2
158
70359
Неорганические материалы
6
115
70617
Нефтехимия
3
105
70669
Океанология
3
148
70676
Онтогенез
3
95
70690
Палеонтологический журнал
3
131
70743
Паразитология
3
91
70701
Почвоведение
6
108
70740
Прикладная биохимия и микробиология
3
128
70773
Радиационная биология и радиоэкология
3
104
70777
Радиохимия
3
137
70786
Растительные ресурсы
2
126
71024
Российский физиологический журнал
им. И. Сеченова
6
112
70810
Сенсорные системы
2
96
71003
Успехи современной биологии
3
92
71007
Успехи физиологических наук
2
107
71025
i Физиология растений
3
161
71152
: Физиология человека
3
159
71068
I Химическая физика
6
98
см. продолжение
о
Наименование журнала
Кол-во номеров
в полугодие
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку )
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на ll-°®
полугодие
Цена одного
номера
(вруб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
S
ИЮЛЬ
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
декабрь
(4+5+6+7+8+Э)
(10x11)
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
71051
Химия высоких энергий
3
97
71052
Химия твердого топлива
3
107
71063
Цитология у
6
100
71113
Электрохимия'
6
116
71110
Энтомологическое обозрение
2
180
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 фа расчетный счет ЗАО “Агентство
Подписки и розницы” в течение 5 банковских дней после получения счета.
ДИРЕКТОР ОРГАНИЗАЦИИ
ГЛАВНЫЙ БУХГАЛТЕР
М.П.
ВНИМАНИЕ: Оплата заказа производится только после получения счета от ЗАО "АПРИ. 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 адрер, 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
на специальную подписку на журналы Издательства “НАУКА”
с доставкой по почте через Агентство подписки и розницы (АПР)
во 2-ом полугодии 1999 года
Ф.И.О. (полностью)
Место работы и должность:
Полный почтовый адрес:
телефон: e-mail
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее)
Индекс
Наименование журнала
На 1999 год по месяцам
(отметьте крестиком)
Кол-во
комп¬
лектов
Итого
сумма в
рублях
июль
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
декабрь
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
М. П.
Заполните заявку (копию заявки) и отправьте письмом в Издательство “Наука”
по адресу: 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
Индекс 70215
«НАУКА»