Российская академия наук
ISSN 0435-4281
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
2002

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
РОССИЙСКАЯ
АКАДЕМИЯ
НАУК
МОСКВА
ОКТЯБРЬ-ДЕКАБРЬ
JNb 4 - 2002
ЖУРНАЛ ОСНОВАН
В 1970 ГОДУ
ВЫХОДИТ
4 РАЗА В ГОД
СОДЕРЖАНИЕ
Статьи, посвященные Международному Году Гор
(продолжение)
Жидков М.П. Островные горы - конвергенция форм рельефа различных геоморфологических режи¬
мов (Кавказ и равнины)			 3
Лузгин Б.Н. Морфогения Большого Алтая 	 14
Ефремов Ю.В., Зимницкий А.В. Орографические особенности Непальских Гималаев 	 22
Уфимцев Г.Ф. Тектонический рельеф Непальских Гималаев	 37
Ефремов Ю.В. Некоторые закономерности формирования озерных котловин в Непальских Гима¬
лаях 	 53
Научные сообщения
Бадюкова Е.Н. Высокая карангатская лагунно-трансгрессивная терраса Таманского полуострова и
северо-восточного побережья Азовского моря	 61
Гусаров А.В. Тенденции эрозии и стока взвешенных наносов в Азии во второй половине XX сто¬
летия 	   70
Корсакова О.П. Морфологический анализ рельефа северо-восточной части Балтийского щита 	 87
Павлидис Ю.А. Возможные изменения в динамике и морфологии коралловых берегов в свете
представлений о "глобальном потеплении"	 96
Пахомова О.М. Горизонтальные русловые деформации и их связь с порядковой структурой речной
сети 	 105
Сычева С.А. Реконструкция этапов развития микулинского палеосклона (бассейн верхнего Дона)		111
История науки
Таташидзе З.К., Бондырев И.В. Жизнь в исследованиях (к 90-летию со дня рождения Л.И. Маруа-
швили)	 121
Юбилеи
Наталья Владимировна Хмелева 	 123
Потери науки
Геннадий Петрович Бутаков (1942-2001) 	 124
Информация
Содержание № 1-4, 2002 г	 126
Новые книги	 128
© Российская академия наук.
Отделение океанологии, физики атмосферы и географии.
Институт географии, 2002 г.

GEOMORPHOLOGY
RUSSIAN
ACADEMY
OF SCIENCES
MOSCOW
OCTOBER-DECEMBER
№ 4 - 2002
QUARTERLY
FOUNDED 1970
CONTENTS
Papers devoted to International Mountain Year
(continuation)
Zhidkov M.P. Inselbergs: a convergence of different geomorphologic regimes (The Caucasus and the adjacent
plains)	 3
Luzgin B.N. Morphogenesis of the Great Altai	 14
Yefremov Ju.V., Zimnitsky A.V. Orographic peculiarities of the Nepalian Himalaya	 22
Ufimtsev G.F. Tectonic relief of the Nepalian Himalaya	 37
Yefremov Ju.V. To the origin of lake basins in the Nepalian Himalaya	 53
Short communications
Badyukova E.N. The high Karangatian lagoon-transgressive terrace of Taman' peninsular and N-E coast of the
SeaofAsov	 61
Gusarov A.V. The trends of erosion and suspended load runoff in Asia during the second half of the 20 th
century	 70
Korsakova O.P. Morphological analysis of the N-E Baltic shield relief	 87
Pavlidis Yu.A. Eventual changes in the coral coasts' morphology and dynamic in the light of "global warming"
concept	 96
Pakhomova O.M. Lateral channel deformations and their relation to the order of river	 105
Sycheva S.A. Reconstruction of the development stages of Mikulin paleoslope (Upper Don basin)	 111
History of science
Tatashidze Z.K., Bondyrev I.V. Life devoted to investigations (to the 90th anniversary of L.I. Maruashvili)...	121
Anniversaries
Natal'a Vladimirovna Khmeleva	 123
Obituaries
Gennady Petrovitch Butakov (1942-2001)	 124
Information
Contents № i_4, 2002	 126
New books	 128

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№4
октябрь-декабрь
2002
СТАТЬИ, ПОСВЯЩЕННЫЕ МЕЖДУНАРОДНОМУ ГОДУ ГОР
(продолжение)
УДК 551.432(234.9)
© 2002 г. М.П. ЖИДКОВ
ОСТРОВНЫЕ ГОРЫ - КОНВЕРГЕНЦИЯ ФОРМ РЕЛЬЕФА РАЗЛИЧНЫХ
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИХ РЕЖИМОВ (КАВКАЗ И РАВНИНЫ)
Островные горы обыкновенно рассматриваются как принадлежность древних
платформенных территорий. Термин "островная гора" возник применительно к ос¬
танцам, поднимающимся изолированно или небольшими группами среди обширных
равнинных территорий и возникших в результате длительной денудации [1]. Немецкий
термин "Inselberge", как и русский "островная гора", передает морфологическую
характеристику, а английский "bomhardts" отражает генезис некоторых из них. Геомор¬
фологическое изучение островных гор древних платформенных территорий проводи¬
лось начиная с конца 19 в. [2-5 и др.].
Островные горы платформенных территорий. Судя по геоморфологическим картам
мира и отдельных материков, а также по литературным материалам, островные горы
распространены почти по всей территории Африки (кроме заполненных осадочными
мезо-кайнозойскими толщами бассейнов), в центральной части Австралии, на Гвиан¬
ском и Бразильском (в восточной части) плоскогорьях, встречаются на Аравий¬
ском п-ове, на о-ве Мадагаскар, а также в Индии на плато Декан вне покрытой трап¬
пами территории. Иначе говоря, на территориях, которые некогда составляли Гонд-
вану, и рельеф которых описан Ф. Махачеком [5] как гондванский.
Ф. Махачек пишет, что островные горы Восточной Африки отличаются разно¬
образием форм и происхождения. Выделяются два основных типа: либо твердыши,
сложенные гранитами, изверженными породами или кварцитами, либо останцы,
сложенные теми же породами, что и поверхности окружающих равнин. Отмечалось
также влияние тектонических процессов на образование островных гор, когда они
являются остаточными образованиями отдельных горстов [5].
В.М. Дэвис в трактовке происхождения островных гор Африки придерживался
экзогенной двухфазовой модели, в которой их формирование объясняли чередованием
процессов выветривания и сноса при смене гумидного климата аридным. При первом
происходит глубокое выветривание, а при втором - вынос продуктов выветривания
[2].
Островные горы описаны в разных районах п-ова Индостан. В центре плоскогорья
Декан, в районе города Хайдарабад, выходят породы раннего архея. Здесь повсе¬
местно распространен пенеплен, пересеченный широкими безлесными почти со¬
вершенно выположенными долинами и изобилующий останцами. Последние варьируют
от значительных горных групп до затейлевых скоплений, вершинок, похожих на
группы дорожных камней. Вокруг г. Хайдарабад эти каменные глыбы нагромождены
одна на другую кучами причудливых форм. На плато Чхота-Нагпур с высотами до
3

800-900 м (поверхность выравнивания), сложенном породами раннего архея (по пери¬
ферии - нижняя пермь и нижний карбон), находится большое число гранитных купо¬
лов, внедрившихся в дарварские слои. Купола образуют останцы, представленные при¬
чудливыми конусами и куполами, ’’похожими на выпученные из-под земли гигантские
пузыри, которые, вместо того чтобы лопнуть, так и застыли" [6, с. 603].
Вне Гондванских структур островные горы встречаются в Монголии, Казахстане
и в других местах, но они не образуют здесь обширные области ландшафтов ост¬
ровных гор. З.А. Сваричевская, Н.В. Скублова основной причиной образования
островных гор Казахстана считают новейшие тектонические движения, а возраст ост¬
ровных гор определяют как среднеплиоцен-четвертичный [7]. В.С. Зорина, Н.В. Скуб¬
лова тоже приходят к выводу о приоритете тектонических движений в образовании
островных гор Казахстана [8].
В Монголии выделяются два основные типа островных гор. Одни представляют
собою блоковые поднятия в пределах исходной равнины (сложены гранитами и эф-
фузивами). В процессе поднятий они препарировались. Вторые образованы длительной
экзогенной деструкцией, главным образом эрозией [9].
Д.А. Тимофеев представил обзор работ, посвященных формированию островных
гор, в связи с разбором концепции австралийских геоморфологов во главе с И. Туай-
делем. Они развивают концепцию "механизма усиления" или эффекта автокатализа,
которая объясняет саморазвитие единожды возникшей формы рельефа. Согласно их
представлениям, как и ряда других исследователей, островные горы имеют экзогенное
происхождение и формируются в результате двух или трехфазного развития. Дейст¬
вительно такой процесс имеет место. Не менее популярна и разработана "тектони¬
ческая" гипотеза роста и сохранения в рельефе гранитных интрузивных островных
гор, поднятия которых во многих случаях продолжаются и сейчас [10].
По мнению Д.А. Тимофеева, при относительной высоте некоторых гор Монголии
до 1 тыс. м и отсутствии коррелятных толщ невозможно, предположить снос мощных
толщ пород путем попятного отступания склонов или путем изначально глубокого
дифференцированного выветривания и последующего сноса выветрелого материала.
Отмечается, что гранитные инзельберги (борнхардты) - это длительно существующие
формы. В Австралии известны олигоценовые, позднемезозойские и даже раннемезо¬
зойские борнхардты, сохранившие до сих пор свой морфологический облик [10].
Таким образом, островные горы древних платформенных территорий образуются
как в результате действия экзогенных процессов, так и эндогенных и имеют сходное
строение. Наблюдается своеобразная конвергенция разных процессов рельефо-
образования.
Островные горы Кавказа. Горные системы представлены не только хребтами, но
и межгорными котловинами и внутригорными впадинами, в пределах которых тоже
встречаются настоящие островные горы. Такие горы расположены внутри горного
пояса, но отличаются от окружающих хребтов обликом рельефа и обособлены про¬
странственно. Они изолированно возвышаются над окружающими плоскими или почти
плоскими площадями и внешне сходны с островными горами древних платформенных
территорий гондванских регионов. Если островным горам равнин древних платформ
и эпиплатформенных горных сооружений посвящено большое число исследований
и дискуссий [2-5, 7-10], то островные горы в пределах горных поясов пока остаются
несколько в тени.
Островные горы широко распространены в вулканических горных странах, где они
чаще представлены экструзивными куполами. В горных системах встречаются
островные горы, образованные соляными куполами. К таковым относятся две зна¬
менитые соляные горы, расположенные неподалеку от г. Куляб на юге Таджикистана:
Ходасартис и Ходжамушин. Эти белые сверкающие горы с пещерами, славящимися
красотой и акустикой, поднимаются соответственно на 400 и 900 м над равнинами.
Соляные горы встречаются и в других горных системах и на платформах (гора
Баскунчак и др.).
4

Рис. 1. Кавказ и положение групп островных гор
1 - район Минеральных Вод, 2 - район г. Казах (горы Гяозан и др.), 3 - Нахичеванский район
Рассмотрим островные горы Кавказа, лучше известные по литературным ма¬
териалам и собственным наблюдениям. На Кавказе островными можно назвать воз¬
вышенности района Пятигорска (минераловодские), экструзивные купола в районе
г. Нахичевань, а также несколько скал, расположенных неподалеку от г. Казах на за¬
паде Азербайджана (рис. 1).
Островные горы района Минеральных Вод. Группа минераловодских или пяти¬
горских островных гор, обычно называемых лакколитами, хорошо известна и ис¬
следована [11—13 и др.]. Это горы Бештау (1400 м), Машук (993 м), Змейка (994 м),
Железная (851 м), Шелудивая (874 м), а также Лысая, Бык, Верблюд, Развалка, раз¬
бросанные на территории, вытянутой с севера на юг примерно на 30 км и с запада на
восток на 20 км. Они поднимаются на 400-500 м над окружающими равнинами
и имеют весьма разнообразные формы. Гора Машук возвышается почти правильным
конусом, Бештау - причудливым нагромождением глыб, Лысая выглядит как при¬
плюснутый каравай. Змейка - скалистый цилиндр. У всех гор наблюдается более или
менее крутой или пологий конический пьедестал. По И.П. Герасимову [13], у под¬
ножий лакколитов наклоненные слои мезо-кайнозоя перекрыты маломощными
делювиальными отложениями. Горы Золотой Курган, Джуца-1, Джуца-2 и др. имеют
меньшие относительные высоты и расширяют ареал островных гор еще на 10 км
к югу.
По Е.Е. Милановскому и В.Е. Хайну, в миоплиоцене на участке сочленения
северного края поднятия Центрального Кавказа с эпигерцинской платформой в мине-
раловодском районе происходит в течение нескольких фаз формирование большой
группы гипабиссальных и субэкструзивных тел типа бисмалитов и лакколитов (Беш¬
тау, Железная, Змейка, Машук и др.), сложенных кислыми породами повышенной
щелочности, абсолютный возраст которых определен в 12-30 млн. лет [11].
5

И.П. Герасимов предполагал, что происходили индивидуальные поднятия каждой из
возвышенностей путем постепенного тектонического "выдавливания" их снизу вверх,
сквозь толщу мезо-кайнозойских осадочных отложений. Отмечается, что возраст
гранит-порфиров г. Кинжал определен в 8.8±0.6 млн. лет. Собственно интрузивные
тела формировались на протяжении нескольких фаз от позднего миоцена до среднего
плиоцена. В плиоцене интрузивная деятельность прекратилась и образовалась масса,
которая, остывая и дегазируясь, поднималась вверх. При этом контактовые изменения
слабели по мере соприкосновения интрузивных массивов с более молодыми породами.
По данным геодезических измерений современных вертикальных тектонических
движений, район Пятигорских возвышенностей испытывает слабые поднятия со ско¬
ростью до 2 мм/год, а отдельные возвышенности поднимаются на этом фоне со
скоростью 0.5-1.0 мм/год [13]. На вершине горы Лысая, поднимающейся более 300 м
над равниной, сохранились толщи галечниковых четвертичных отложений, что указы¬
вает на молодость поднятий.
Островные горы района Минеральных Вод образовывались в результате поло¬
жительных новейших тектонических движений и в настоящее время продолжают ис¬
пытывать поднятия. Геоморфологический режим района островных гор можно опреде¬
лить как тектонический морфогенез.
Нахичеванская группа экструзивных куполов. Менее известна вторая группа
экструзивных куполов Кавказа, расположенная в районе г. Нахичевань. По Е.Е. Ми-
лайовскому, В.Е. Хайну [11], к зоне сочленения Нахичеванской впадины и поднятий
малого Кавказа приурочены миоплиоценовые экструзивные купола. Нахичеванская
впадина заполнена мощными (до 3 км) толщами миоценовых и частично олигоценовых
лагунных осадков. Собственно вблизи зоны сочленения гор и впадины расположены
экструзивные массивы Иляндаг, Норашен, Нагаджир, Алинджа. Экструзивные тела
прорывают отложения от палеоцена до нижнего плиоцена и датируются нижним
плиоценом. Перечисленные островные горы высотой от 1600 до 2400 м разбросаны на
территории, вытянутой с СЗ на ЮВ на 20 км и с СВ на ЮЗ на 11 км.
По данным Н.Ш. Ширинова [14], вдоль северо-восточного борта Нахичеванской
впадины прослеживаются интрузивные (Ханагинская, Парадаштская, Асадкяфская,
Казанчинская, Бердыкская и др.) и экструзивные (Иляндагская, Норашенская, Алинд-
жинская, Нагаджирская, Караджальская и др.) конусовидные и куполовидные морфо-
структуры, образовавшиеся в раннеплиоценовое время, и связанные с пересечениями
разломов, разделяющих впадину и горы и секущих их структуры вкрест простирания.
Согласно другой классификации экструзивных куполов [15], горы Алинджа и Иляндаг
относятся к куполообразным экструзивам раннеплиоценового возраста, связанным
с Мегри-Ордубадским батолитом. Рассмотрим наиболее интересные для нас горы
Иляндаг и Алинджа.
Гора Алинджа высотой более 1800 м возвышается над руслом р. Алинджа, которая
прорезает ее северо-восточный край, на 600 м. В русле реки у подножия горы
наблюдаются выходы слабогазированных минеральных вод. Гора Алинджа имеет
форму цилиндра, стоящего на пьедестале конической формы, образованном главным
образом кристаллическими породами и лишь местами перекрытом тонким шлейфом
осыпей из обломочных пород, спускающихся с горы. Гора возвышается над дном
широкой долины и по высоте меньше окружающих вершин (рис. 2, 3). На вершине
горы есть относительно обширные слабонаклонные поверхности.
Судя по изменениям высот террас р. Алинджа, в голоценовое время гора Алинджа
испытывала небольшие поднятия [16]. Высоты позднечетвертичной террасы воз¬
растают по мере приближения к горе примерно на 10 м. Уменьшения высот тоже
примерно на 10 м начинаются уже ниже участка, сопряженного с горой Иляндаг.
Собственные поднятия массива Алинджа вероятно не вывели его из-под вмещающих
пород. Его вершина находится ниже вершин окружающих хребтов.
Образование горы Алинджа связано главным образом с селективной эрозией и лишь
на последних стадиях с собственными поднятиями. Подтверждением этому могут
6

Рис. 2. Вершина горы Алинджа. Вид с запада с более высокой вершины
Рис. 3. Гора Алинджа. Общий вид горы с запада
служить экструзивные массивы горы Бердык, имеющие сходные с горой Алинджа
породы, и близкие или большие высоты, но не отчлененные от окружающих горных
массивов. Долина р. Алинджа заложилась по зоне поперечных разломов северо-
восточного простирания и имеет в районе горы Алинджа большую ширину, чем могло
быть при чисто эрозионном происхождении. Большая ширина долины способствовала
отчленению горы Алинджа от окружающих массивов.
7

Голоценовые поднятия горы Алинджа могли быть вызваны как активизацией текто¬
нических движений в зоне разлома, ограничивающего Нахичеванскую котловину, так
и удалением толщи вмещающих пород. Геоморфологический режим образования горы
Алинджа можно определить как избирательный эрозионный морфогенез в условиях
общего тектонического поднятия горной территории.
В раннем средневековье, в 4-5 веках, на вершине горы Алинджа была построена
крепость, к которой вела единственная труднопроходимая тропа. Там же имелись не¬
большие посевные площади и устройства для сбора и хранения атмосферных осадков.
С 1387 по 1401 г. в течение 14 лет, с небольшими перерывами, крепость выдерживала
осаду войск Тамерлана. Интересна запись, сделанная о горе и крепости Руи Гонса¬
лесом де Клавихо, кастильским послом ко двору Тимура: "Он [замок Алинджа] стоял
на высокой горе, окруженной стеной с башнями, и внутри его было много вино¬
градников, садов и засеянных полей, много воды и пастбищ для скота. А на самом
верху был замок. Когда Тамурбек [Тамерлан] победил султана персидского, которого
звали Ахмад, и захватил его землю, он скрылся в этом замке Алинга [Алинджа].
И [Тамурбек] в нем осаждал его и его людей три года. А [потом] Ахмедбек бежал
и укрылся у султана вавилонского, где находится и теперь" [17, с. 75]. Крутые, а по
большей части отвесные склоны горы и их большая высота послужили хорошей
защитой осажденным на ее вершине.
Совершенно иной процесс образования был у горы Иляндаг, которая находится
в 5 км к юго-востоку от р. Алинджа и является одним из самых замечательных при¬
родных объектов Кавказа. Вершина горы с отметкой 2415 м поднимается более чем
на 1 км над окружающими равнинами и плато (рис. 4, 5). Она хорошо видна в ясную
погоду за десятки километров, практически из любой точки Нахичеванской котло¬
вины. Иляндаг располагается совершенно обособленно от горных сооружений уже
в пределах Нахичеванской котловины, и в этом гора сходна с островными горами
минераловодского района. Диаметр собственно горного массива около 3 км, а диаметр
кольцевой структуры Иляндаг более 7 км. Это диаметр наклонного конического пьеде¬
стала горы Иляндаг. Пьедестал расчленен сухими оврагами и долинами. Удивительно,
что пьедестал образован почти полностью олигоцен-миоценовыми породами, имею¬
щими преимущественно незначительные падения и лежащими почти субгоризонтально
даже вблизи самого экструзивного массива. Окружающие массив олигоцен-миоценовые
отложения представлены глинистыми сланцами и песчаниками с прослоями гипсов
ярко-красных, желтых и белых цветов. Местами они образуют живописные холмы и
обрывы. Породы экструзивного массива Иляндаг выходят лишь в непосредственной
близости от отвесных скал самой горы. С северо-западной стороны наклонный пьеде¬
стал вблизи самой горы разбит на ступени с высотой уступов до 5-10 м и прямо¬
линейными участками длиной в несколько сот метров. В уступах выходят породы
экструзива. Возможно, что ступени образованы разрывами, возникшими при голоцено¬
вых поднятиях горы. Вблизи самой горы наклон поверхности пьедестала достигает
местами 30-45°. Ступени перекрыты у подножия тонким шлейфом обломочных пород.
Несмотря на огромные размеры экструзивного массива и глубокие расщелины,
рассекающие его, объем шлейфа очевидно невелик.
Заметные дислокации вмещающих олигоцен-миоценовых песчаников и глинистых
сланцев наблюдаются лишь вблизи юго-западного подножия пологого конического
пьедестала, где породы наклонены под углом 15-20° в сторону горы, на северо-восток
(рис. 5). Дислокации связаны с зоной разлома, разделяющего структуры гор и Нахиче¬
ванской котловины, с которой связывают и поднятия экструзивных куполов, и дисло¬
кации террас р. Алинджа.
Минеральные источники и источники воды в непосредственной близости от горы
Иляндаг не наблюдались. Однако следы источников прошлого имеются у юго-вос¬
точного подножия. Селение Хошкешин, развалины которого располагаются вблизи
скал массива, снабжалось водой из родника, действующего, вероятно, и в настоящее
время. Вода в родник собирается из шлейфа обломочной массы.
8

Рис. 4. Гора Иляндаг. Вид с южной стороны. Фото С.А. Буланова
Рис. 5. Гора Иляндаг. У подножия указаны элементы залегания олигоцен-миоценовых пород
Островные горы Алинджа и Иляндаг имеют сходный рельеф. Их цилиндрические
объемы, возвышающиеся над пологими коническими пьедесталами, лишь местами
перекрытыми тонкими шлейфами обломочных пород. Вершины гор округлые и
неровные, с рядами отдельных пиков (рис. 2-6).
Внедрение магматических тел массивов гор Алинджа и Иляндаг, судя по сходству
их рельефа, могло происходить до близкой глубины примерно в одно и то же (ранне¬
плиоценовое) время.
9

Рис. 6. Гора Гяозан. Вид с северной стороны. Фото С.А. Буланова
Гора Иляндаг образовалась в результате тектонических поднятий, которые проис¬
ходили в плиоцен-четвертичное время. Никаких следов от более чем километровой
толщи, необходимой для эрозионной гипотезы происхождения горы, нет ни на месте
возможного ее нахождения, ни коррелятной. В то время как гора Алинджа экспо¬
нировалась на поверхность главным образом эрозионными процессами, гора Иляндаг -
тектоническими. Таким образом, гора Алинджа может быть отнесена к морфоскульп-
туре, а Иляндаг - к морфоструктуре. В голоценовое время и тот, и другой массивы,
судя по деформации террас р. Алинджа, испытали тектонические поднятия до десяти
метров. Возможно, поднимались и прилегающие территории, на фоне которых горы
испытывали собственные локальные поднятия. На современном этапе констатируются
вертикальные движения островных гор минераловодского района. Геоморфологиче¬
ский режим формирования горы Иляндаг сходен с таковым минераловодской группы
островных гор.
Таким образом, в одно и то же время происходило поднятие горы Иляндаг над
равнинами и плато Нахичеванской котловины, поднятие структур Зангезурского
хребта, формирование долины р. Алинджа и экспонирование на поверхность горы
Алинджа. В то время как Иляндаг поднималась относительно вмещающих пород, гора
Алинджа поднималась вместе со вмещающими породами и экспонировалась на поверх¬
ность преимущественно эрозионными процессами.
Третья группа островных гор известна в северо-западной части Малого Кавказа,
неподалеку от азербайджанского г. Казах (рис. 1), вблизи от подножия гор, в между¬
речье Акстафы и Дебеда, в долине р. Джогас (Аспирачай), притоке Акстафы. Группы
островных гор и массивов, которые могут стать таковыми, разбросаны на территории,
вытянутой с севера на юг примерно на 7 км, с запада на восток - на 4 км, и обра¬
зованы вершинами: Гяозан (857 м), Учгюль (более 850 м), Карачас (более 800 м) и др.
Гора Гяозан более чем на 250 м возвышается над широким и ровным днищем долины.
Она состоит из пьедестала конической формы и цилиндрического массива (рис. 6).
Пьедестал в общем внешне сходен с пьедесталом горы Иляндаг, но, во-первых, не
расчленен оврагами, а во-вторых, сложен главным образом кристаллическими порода-
10

Рис. 7. Плато с вершиной Сурбсаркис (высота более 920 м) и "мастерской островных гор"
Справа на склоне более молодые отложения имеют меньшее падение. Деформации пород в целом
незначительны. Поднятие магматических тел относительно вмещающих пород, вероятно, остановились уже
в позднемеловое время. Вблизи северного края плато два в разной мере обособившихся от плато
магматических массива - будущие островные горы
ми, сходными с породами самого экструзива, и почти не имеет шлейфа обломочных
пород. На юго-западной стороне горы наблюдается относительно свежий обрушив¬
шийся блок, объемом в сотни кубических метров, и масса более мелких обломков. На
этом склоне горы имеются выходы грунтовых вод, а также четкие зеркала скольже¬
ния с субвертикальными плоскостями с простиранием А = 40°, отражающие сколь¬
жение экструзивной массы горы вверх относительно вмещающих пород.
Гора Гяозан сложена позднемеловыми субвулканическими породами, окружена
эффузивными породами этого же возраста. В окрестностях встречаются выходы синих
и зеленых бентонитовых глин, которые разрабатываются в нескольких карьерах
в ближайших окрестностях. Такие глины образуются при длительном выветривании
вулканических пород или гидротермальном преобразовании. Своим внутридолинным
положением и возможно образованием гора Гяозан сходна с горой Алинджа, однако
возраст вмещающих пород экструзивов различается весьма существенно.
Гора Гяозан, вероятно, возникла в результате селективных процессов денудации.
В пользу такого предположения говорит прежде всего своеобразная "мастерская
островных гор", расположенная в 7 км к северу от горы, на юго-восточном краю не¬
большого плато. Оно вытянуто с севера на юг примерно на 6 км, его максимальная
высота более 920 м - вершина Сурбсаркис. Плато полого снижается в северном нап¬
равлении, к подножию Малого Кавказа, (рис. 7), в этом же направлении полого па¬
дают слои слагающих его пород.
Слабонаклонные пласты представлены пирокластическими породами верхнего
коньяка - нижнего сантона, а внедряющиеся в них экструзивные массивы, образую¬
щие скалы, имеют позднесантонский возраст и представлены альбитофирами и липа¬
рит-порфирами. Верхняя часть плато сложена трансгрессивно перекрывающими их
известняками кампан-маастриха [18].
11

Самые интересные объекты расположены в южной части плато, где видны почти
отделившаяся от плато скала (почти островная гора), сходная с горой Гяозан обликом
и размерами, и еще две скалы, экспонированные на поверхность в меньшей мере, чем
первая (рис. 7). В будущем они, очевидно, станут настоящими островными горами.
Некогда все три скалы были скрыты в объеме плато, а затем экспонированы
эрозионными процессами на поверхность.
Породы, окружающие эти скалы, деформированы незначительно, как и у горы
Иляндаг. Если восстановить вероятный первоначальный объем плато, в которое
внедрились магматические тела, можно предположить, что их поднятия остановились
в прошлом на глубине десятков метров от поверхности. После своего внедрения
в позднемеловое время они не испытывали заметных смещений относительно вме¬
щающих пород. Уже в новейшее время, после тектонических поднятий плато в соста¬
ве гор и начала эрозионных процессов, субвулканические тела были в той или иной
мере экспонированы на поверхность.
В нижней части склонов плато видны светлые линии отвалов бентонитовых карье¬
ров Даш-Салахлинского месторождения, представляющего собой пластообразную
залежь, разделенную на два обособленных участка, центральный и южный. Бенто¬
нитовые глины образовались за счет гидротермальной переработки туфов, окайм¬
ляющих или частично опоясывающих субвулканические образования [18].
Наблюдаемая здесь картина в общем соответствует классической двухстадиальной
схеме образования островных гор на древних платформенных территориях, что сог¬
ласуется с положением данной территории в пределах Закавказского срединного
массива. Геоморфологический режим образования островных гор данной группы (горы
Гяозан и др.) - избирательный эрозионный морфогенез в условиях общего текто¬
нического поднятия территории.
О горе Гяозан местные жители говорят: "Она единственная такая в мире, но вто¬
рая есть только в Индии". В определенной мере они правы. Действительно, это
уникальное место и интересная гора, а в Индии можно увидеть множество островных
гор. Изображение горы Гяозан знакомо всем российским геоморфологам, поскольку
фотография горы приведена в учебнике И.С. Щукина [19, с. 421].
Выводы
Островные горы древних платформенных территорий образуются в результате по
крайней мере двух разных геоморфологических процессов.
Рассмотренные островные горы Кавказа образуют группы, расположенные вблизи
периферии гор или на подгорных равнинах. Островные горы подгорных равнин имеют
тектоническое образование (минераловодские, Иляндаг), а внутригорные - эрозионное
(Алинджа, Гяозан), но и те, и другие в голоцене, возможно, испытывали небольшие
поднятия.
Механизм поднятия кавказских экструзивных куполов, вероятно, сходен с меха¬
низмом поднятия экструзивных куполов областей активного вулканизма.
И.В. Мелекесцев [20] считает главными причинами поднятий экструзивных куполов
тангенциальные сжатия на глубине или выдавливание под действием вертикальных
сил при быстрых вулканотектонических опусканиях. Первые считаются более универ¬
сальными. Субгоризонтальное сжатие на Кавказе, установленное для новейшего вре¬
мени, вероятно, имело место и в позднемеловое время.
Высоты островных гор Кавказа не больше окружающих хребтов - 800-2400 м
и не зависят от положения вне или внутри горного пояса. Уровни высот могут быть
объяснены по аналогии с предельными высотами вулканических сооружений. Зави¬
симость последних от различных тектонических условий исследована в ряде работ [21,
22]. Полагают, что предельная высота вулканов зависит от давления в зоне рас¬
плавов. Давление определяет высоту подъема столба расплава, заполняющего эруп¬
тивный канал вулкана, и обусловлено региональными и локальными условиями.
12

Время образования магматических структур островных гор минераловодского и на¬
хичеванского районов - миоцен-плиоцен, а казахского - поздний мел. Формирование
собственно островных гор происходило в плиоцен-четвертичное время и продолжается
в настоящее время.
На равнинах встречаются островные горы, возникшие в результате действия
экзогенных процессов, и островные горы, возникшие в результате действия эндоген¬
ных процессов. В горах, вероятно, преобладают островные горы экзогенного проис¬
хождения. Морфология островных гор, образовавшихся в результате разных процес¬
сов, близка. Очевидно, наличие конвергенции форм рельефа, формирующихся при
совершенно разных геоморфологических режимах, как в пределах древних платформ,
так и в современном режиме горного пояса.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Четырехязычный энциклопедический словарь терминов по физической географии. Русско-англо-немецко-
французский / И.С. Щукин. М.: Сов. энциклопедия, 1980. 703 с.
2.	Дэвис В.М. Каменистые поверхности в аридном и гумидном климатах // Геоморфологические очерки.
М.: Изд-во иностр. лит., 1962. С. 420-454.
3.	Пенк В. Морфологический анализ. М.: Географгиз, 1961. 359 с.
4.	Махачек Ф. Рельеф Земли. Опыт регионального геоморфологического описания поверхности Земли.
Т. I. М.: Изд-во иностр. лит., 1959. 624 с.
5.	Махачек Ф. Рельеф Земли. Опыт регионального геоморфологического описания поверхности Земли.
Т. II. М.: Изд-во иностр. лит., 1961. 703 с.
6.	Спейт О.Х. Индия и Пакистан. Общая и региональная география с главой о Цейлоне, написанной
Б.Х. Фармером. М.: Изд-во иностр. лит., 1957. 834 с.
7.	Сваричевская З.А., Скублова Н.В. О природе островных гор центрального Казахстана // Структурная
геоморфология горных стран. М.: Наука, 1975. С. 131-135.
8.	Зорина В.С., Скублова Н.В. Значение литологического и тектонического факторов при образовании
островных гор Северного Прибалхашья // Структурная геоморфология горных стран. М.: Наука, 1975.
С. 136-138.
9.	Чичагов В.П. Генетические и динамические особенности рельефа островных гор Восточной Монго¬
лии // Геоморфология. 1995. № 4. С. 92-106.
10.	Тимофеев Д.А. Геоморфологическая устойчивость: ее типы и механизмы // Развитие рельефа и его
устойчивость. М.: Наука, 1993. С. 31^4-1.
11.	Милановский Е.Е., Хайн В.Е. Геологическое строение Кавказа. М.: Изд-во МГУ, 1963. 357 с.
12.	Погорельский Н.С. Углекислотные воды Большого района Кавказских минеральных вод. Ставрополь,
1973. 198 с.
13.	Герасимов Н.П. Пятигорские "лакколиты" и происхождение Кавказских минеральных вод // Гео¬
морфология. 1974. № 3. С. 3-13.
14.	Ширинов Н.Ш. Морфоструктуры // Рельеф Азербайджана. Баку: Элм, 1993. С. 94-107.
15.	Гаджиев В. Дамир-оглы. Особенности строения и развития рельефа районов кайнозойского вулканизма
Приараксинской области (в пределах Азербайджанской ССР): Автореф. дис.... канд. геогр. наук. Баку,
1980. 29 с.
16.	Ананьева Е.Г., Жидков М.П. Идентификация террас горных рек по комплексу морфологических
признаков и содержанию гиперстена (Малый Кавказ, река Алинджа) // Геоморфология. 1992. № 4.
С. 41-44.
17.	Руи Гонсалес де Клавихо. Дневник путешествия в Самарканд ко двору Тимура (1403-1406) / Пре¬
дисловие и коммент. И.С. Мираковой. М.: Наука, 1990. 211 с.
18.	Геология СССР. Том 47. Азербайджанская ССР. Полезные ископаемые. М.: Недра, 1976. 407 с.
19.	Щукин И.С. Общая геоморфология. Т. II. М.: Изд-во МГУ, 1964. 564 с.
20.	Мелекесцев И.В. Вулканизм и рельефообразование. М.: Наука, 1980. 211 с.
21.	Городницкий А.М. Мощность океанической литосферы и предельная высота вулканов // Тектоника
литосферных плит (источники энергии и тектонических процессов и динамика плит) АН СССР. М.: Ин-т
океанологии им. П.П. Ширшова, 1977. С. 109-113.
22.	Zvi Ben-Avraham and Amos Nur The. Elevation of Volcanoes and Their Edifice Heights at Subduction Zones //
J. Geophys. Res. V. 85. № B8. 1980. P. 4325-4335.
Институт географии РАН	Поступила в редакцию
07.09.2001
13

INSELBERGS: A CONVERGENCE OF DIFFERENT GEOMORPHOLOGIC REGIMES
(THE CAUCASUS AND THE ADJACENT PLAINS)
M.P. ZHIDKOV
Sum шагу
Inselbergs in the platform regions may appear due to tectonic as well as due to the long-term action of denudation
processes. Likewise some inselbergs in the Caucasus were formed by tectonic upheaval while others are the result of
erosion and denudation. There are several inselbergs in the vicinity of the cities of Nakhichevan', Mineral Waters and
Kazakh. In the latter region one can see the different stages of inselbergs' formation by exogenous processes. The
likeness of tectonic inselbergs morphology and that of erosion-denudation inselbergs allows to think of convergence of
different geomorphologic regimes.
УДК 551.432(235.222)
© 2002 г. Б.Н. ЛУЗГИН
МОРФОГЕНИЯ БОЛЬШОГО АЛТАЯ
Горообразование Внутренней - "Высокой" Азии, в отличие от срединно-океани¬
ческих горных сооружений, гор континентальных окраин и собственно коллизионных
значительно более дискуссионно, так как здесь нет четкой приуроченности к границам
активных крупных литосферных плит, обладающих определенными векторами относи¬
тельных перемещений. При объяснении происхождения этих гор ссылаются на теле-
кол лизионные явления [1], наличие крупного Азиатского плюма [2] или на комплекс
причин [3]. В этом внутриконтинентальном Центральноазиатском горном поясе, имею¬
щем общую широтную ориентировку, важную ключевую связующую роль при дис-
кордантной позиции играет сужающийся на юге клин Большого Алтая, включающего
Русский, Монгольский и Гобийский Алтай [4]. Эта горная страна в разное время раз¬
личными исследователями представлялась в виде древних первичных и юных возрож¬
денных гор как общее сводовое поднятие, глыбовая или взбросово-сбросовая [5], су¬
щественно надвиговая [6] или комбинированная сдвиговая [7] кинетическая система.
На юго-западе Центральноазиатский горный пояс соприкасается с Памирской дугой
Памиро-Гималайского горного мегапояса [8], на востоке срезается трансформными
Притихоокеанскими горными системами [9]. На всем остальном протяжении он грани¬
чит с платформенными структурами. Большой Алтай встраивается в мегаструктуру
Центральноазиатского пояса, причленяясь на северо-востоке к горной системе Саян,
а на крайнем юге - к восточным частям хребтов Тянь-Шаня [2]. С северо- и юго-
запада Алтай сопряжен соответственно с равнинными образованиями - Западно-
Сибирской и Джунгарской; с востока ограничен предгорной впадиной Котловины
Больших Озер, переходящей к юго-востоку в Долину Озер. Этот крупный текто¬
нический блок ограничен на юго-западе системой "горячих" правосторонних сдвигов; на
севере дизъюнктивные швы "фаса Алтая", относящиеся к взбросо-сбросам, отделяют
его от Западно-Сибирской платформы; северо-восточные границы часто характе¬
ризуются надвиговым характером смещений; а южное ограничение представляет
собой клавишный грабено-горстовый тип разрывных дислокаций с преобладанием
левосторонней сдвиговой составляющей.
Главный Азиатский (мировой, по Ю.А. Мещерякову [10]) водораздел отвечает
осевой широтной части пограничной зоны Русского и Монгольского Алтая. Затем, как
будто резко "надламываясь", он направляется к юго-востоку по основному водораз-
14

Рис. 1. Орографическая схема Большого Алтая
1 - осевые линии хребтов (К.А.-Т. - Кузнецкий Ала-Тау, Х.-Х. - Хан-Хухэй), 2 - осевые линии зон наи¬
большей крутизны рельефа (для хребтов "промежуточного" типа), 3 - "корни гор" (ареалы максимальной
мощности "гранитного слоя"), 4 - ступенчатые дизъюнктивные границы Монгольского Алтая с Джунгарской
равниной.
Морфологические зоны: I - диагональных северных хребтов, II - субширотных хребтов Русского Алтая,
III - диагональных "монгольских" хребтов, IV - коленчатых хребтов, V - широтных южных хребтов тянь-
шаньского типа
делу Монгольского Алтая и вновь приобретает широтную ориентировку, следуя по
восточным отрогам Тянь-Шаня.
Морфоорография
Алтай - типичная горная страна, включающая в качестве составных элементов
горные хребты, цепи, их системы, горные узлы и поднятия (рис. 1).
В центральной части Большого Алтая обособляется Монголо-Алтайское поднятие,
отчетливо индивидуализированное как по массивно-гористому наполнению и относи¬
тельно невыдержанному рисунку расположения хребтов, так и по наличию "корней
гор" - ареалу максимальной толщины "гранитного" слоя (16-20 км на фоне преобла¬
дающей 12-16 км) [11].
Северную низко-среднегорную часть этого орогенного сооружения (в пределах
Русского Алтая) занимает серия субпараллельных диагональных хребтов ССЗ прости¬
рания. Южная часть Русского Алтая (и, частично, северо-востока Западной Монголии)
соответствует пучку расходящихся на запад высокогорных гребней Алтая. Обе эти
серии хребтов нередко рассматривали как единую выпуклую на ЮЗ дугообразную
систему. Однако область перехода от широтного к диагональному расположению
15

хребтов крайне узка для плавного разворота, а сами системы, как правило, отделены
одна от другой. К тому же эта зона насыщена крупными межгорными впадинами об¬
щего широтного простирания [12].
На востоке диагональные системы хребтов Русского Алтая сращиваются с ши¬
ротными системами Западного Саяна и Танну-Ола с образованием соответствующих
горных узлов. Характерен своеобразный орографический рисунок зоны "сращивания"
Русского Алтая и Западного Саяна, где ориентировка хребтов приобретает сетчато¬
звездчатый характер с преобладанием "лучей" доминирующих здесь направлений.
Далее на юго-восток, уже в пределах Монголии, система широтных хребтов юга
Русского Алтая продолжается в виде согласно с ними ориентированного хребта
Хан Хухэй, который пересекает выположенную территорию Котловины Больших
Озер.
К югу от этой зоны широтных хребтов, в восточной части Монгольского Алтая
четко проявлена "монгольская" серия диагональных хребтов, граница которой с пре¬
дыдущей зоной также резка, как и северное ограничение упомянутой широтной зоны.
Так, восточный фланг Монгольского Алтая вдоль границы с Котловиной Больших
Озер подчеркнут системой высоких диагональных хребтов, и со стороны этого пред¬
горного (передового) прогиба сопровождается субсогласно ориентированными цепоч¬
ками промежуточных гребневидных гор островного типа. В данном случае номенкла¬
тура типов складчатости распространена нами на орографические ситуации для того,
чтобы подчеркнуть подобие переходов полной "гористости" собственно Монгольского
Алтая к промежуточной, сопутствующей ей в пределах предгорного прогиба. Сущест¬
вует определенная симметрия расположения промежуточных гряд горных хребтов,
граница которой с предыдущей зоной также резка, как и северное ограничение
упомянутой широтной зоны. Имеется сходная симметрия расположения промежу¬
точных гряд горных цепей и со стороны Хангайского поднятия, ограниченного с запада
системой гряд подобных же краевых хребтов, на что ранее обращалось внимание
Н.А. Флоренсовым и С.С. Коржуевым [13].
Основной массив горного поднятия Монгольского Алтая на юге у 46° с.ш. резко
обрывается в сторону впадины Барун-Хурай обширным фронтом протяженностью око¬
ло 225 км. Южнее проявлены лишь системы пьедестальных (по Д.А. Тимофееву [14])
горных цепей шириной не более 30-90 км.
В широтной зоне в диапазоне 44-46° с.ш. (а в пределах Котловины Больших Озер
до 47° с.ш.) наблюдается удивительная картина последовательного коленообразного
сочленения серии горных хребтов и гряд широтной и диагональной (здесь северо-за¬
падной) ориентировок, характерных для Алтая в целом (рис. 2). Еще южнее (до 42°
с.ш.) фиксируется система промежуточных широтных горных цепей и гряд Заалтайс-
кой Гоби, которую можно рассматривать и как восточное замыкание систем хребтов
Тянь-Шаня, основные горные сооружения которого определяют характер рельефа
западнее - в Синьцзянской провинции Западного Китая.
Выше мы уже отмечали преимущественно субторцовый характер сочленения гор¬
ных систем Большого Алтая. Причем широтные хребты нередко как бы срезают сис¬
темы диагональных. При этом совершенно определенны многочисленные свидетельст¬
ва более позднего формирования широтных хребтов на южном фланге Большого
Алтая в области замыкания тянь-шаньских структур.
Несколько севернее широтные участки хребтов чередуются с диагонально ориенти¬
рованными горами, что образует систему, напоминающую коленчатый вал. Наиболее
крупной горной грядой этого типа является "связка" восточного хребта Монгольского
Алтая диагональной ориентировки с субширотным коленом Хар-Азаргынского хребта,
соединяющего в свою очередь в единую систему и диагональное плечо хребта Гич-
гений. Широтный вал этой системы принадлежит структурам, надежно коррелируемым
с тектоноструктурами, формирующими геоморфологический уступ широтного ог¬
раничения массива Монгольского Алтая, заканчивающегося несколько севернее дан¬
ной территории.
16

Рис. 2. Характер сочленения горных массивов и хребтов в пограничной зоне Монгольского и Гобийского
Алтая
1 - горные массивы и хребты (цифрами в кружках обозначены хребты: 1 - Баатар-Хайрханы, 2 - Дарвийн,
3 - Хан-Тайширын, 4 - Хан-Азаргын, 5 - Байтаг-Богд-Ууд, 6 - Хавтигийн, 7 - Тахийн-Шар, 8 - Таянгийн,
9 - Гичгений, 10 - Эрдэнгийн, 11 - Гурван-Сайханы); 2 - равнины и впадины; 3 - сейсмогенный разлом Гоби-
Алтайского землетрясения, 4 - государственная граница МНР и КНР
Д. Монгольский Алтай
Рис. 3. Геоморфологические профили Монгольского Алтая
А - продольный профиль цепи диагональных хребтов восточного фланга Монгольского Алтая. Пунктиром
показан вершинный уровень гор. Б - поперечные широтные профили в крест структур Монгольского Алтая
(I—I, И-Н и Ш-Ш). Профиль Ш-Ш расположен в 40-50 км севернее впадины Барун-Хурай (средняя высота
менее 1 км), параллельно ее границам.
Сокращения: Р.А. - Русский Алтай, Г.А. - Гоббийский Алтай, Б.О. - Большие Озера, Д. - Джунгария,
М. А. - Монгольский Алтай
17

В пределах самого горного поднятия Монгольского Алтая широтные структуры
более завуалированы. По существу они проявлены здесь в виде "орографических
волн", которые характеризуются субширотным расположением наиболее возвышен¬
ных участков систем разноориентированных хребтов. Длины подобных "волн" в дан¬
ном случае близки 120 км (рис. 3). Показательно, что каждый раз к югу от "гребней"
этих "волн" западная сдвиговая граница Монгольского горного поднятия сужается по
широтным уступам левостороннего смещения.
Обращает на себя внимание и то, что зигзагообразный характер основного водо¬
раздела Монгольского Алтая на севере по своей конфигурации весьма напоминает
геологические структуры, образованные наложением косого кливажирования на пер¬
вичную складчатость в условиях горизонтального сжатия, поперечного к направлению
первичных структур.
Вывод из приведенного ороморфологического анализа Большого Алтая очевиден:
эта горная страна образована сочетанием систем хребтов двух основных направле¬
ний - широтного и диагонального, причем первые преимущественно наложены на вто¬
рые, что отражает общую принципиальную последовательность типоморфного для
Алтая горообразования.
Сравнительный анализ гео- и морфоструктур
Большого Алтая
Прежде всего нам хотелось обратить особое внимание на то обстоятельство, что
Алтайская горная страна в целом по отношению к окружающим ее равнинным прост¬
ранствам (в том числе межгорным впадинам), высотное положение которых следует
принять за основание гор, как бы наклонена и к северу, и к западу. Восточное плечо
Алтайских гор выше западного почти на 0,5 км. Северное подножие возвышается над
уровнем Предалтайской равнины на севере на 0,6-1,0 км. Этот общий северо-запад¬
ный уклон, как нам представляется, обусловливает главные особенности ориентации
векторов динамических напряжений (осей сжатия и растяжения), а общий мозаичный
фон деформаций [15] отражает внутреннюю неоднородность геоструктур этой горной
страны. Для большей части исследуемой территории оси растяжения соответствуют
направлению общей вытянутости Алтайских гор. Исключением является северная пе¬
риферия гор, выполняющая в этом случае функцию "упора" в основании общей нак¬
лонной к Предалтайской равнине поверхности, где вектора динамики напряжений из¬
меняют ориентировку на поперечные в соответствии с общим наклоном поверхности
основания гор.
Алтайская горная страна, как сложное геоморфологическое сооружение, внутренне
крайне неоднородна. Для западной части Русского Алтая характерен морфосек-
вентный рельеф, для южной части Монгольско-Гобийского Алтая, напротив, он явно
тектоносеквентен. Ороморфология Северного Алтая коррелируется с геоструктурами
лишь в самом общем виде: и геологические структуры, и орографический план диа-
гональны на севере Русского Алтая и субширотны на его юге. Крупные дизъюнктив¬
ные нарушения наследуются лишь долиной р. Катунь на субмеридиональном ее участ¬
ке и фрагментарно - реками Чарыш и Чуя, имеющими, как и соответствующие им
геоструктуры, субширотный план. Вместе с тем, интертекстурные тектонические швы
любого ранга являются удобными структурами для заложения многих речных долин.
На юге Алтая господствует прямое широтное блоковое строение верхнего струк¬
турного этажа, определяемое горстовой позицией высокогорных хребтов и грабено-
вой - впадин. Новейшие орогенные структуры несомненно эпиплатформенны и унас¬
ледованы еще с периода активизации в начальные моменты проявления новой текто¬
ники (поздний мел - палеоген). Нередко эти асимметричные горные хребты, северные
склоны которых более пологи, сопровождаются формированием складкообразующих
волн из форбергов, которые являются свидетельствами проявления современных го¬
18

рообразовательных процессов [13]. К этой категории морфоструктур относятся рас¬
тущие горные валы, которые причленяются не только к более зрелым горным хреб¬
там вдоль южной периферии Алтая, но и к субширотным поперечным горстовым выс¬
тупам выпадины Котловина Больших Озер [3]. Показательно, что и на юге Русского
Алтая, там, где хребты имеют широтную ориентировку, в последнее время также
были выявлены свидетельства волновых деформаций в виде серии форберов у южного
подножия Курайского хребта [16, 17]. Нам представляется, что эти структуры,
переходящие здесь в наклонные гласисы (бэли), эти вовлеченные в поднятия пери¬
ферийные участки внутригорных впадин должны быть развиты более широко, чем это
пока установлено. Косвенно об этом свидетельствует широтная складчатость палео-
ген-неогеновых угленосных отложений с падением слоев не только к югу от Ку¬
райского хребта, но иногда и в противоположном направлении.
Помимо новейших складчатых структур местами локально четко дешифрируются
морфотектонические линеаменты. Среди них выделяются исключительно резкие
линейные границы, по обе стороны которых мезо- и микроформы резко отличны. Та¬
ким примером служит субмеридиональный Кобдинский разлом, отделяющий горы Мон¬
голии от Ачит-Нурской равнинной впадины. Вторым морфотипом разломных лине-
аментов является линейная вытянутость узких впадин, выполненных в чехольном ос¬
новании "лентами" палеоген-неогеновых осадков. Так, например, выглядит широтная
зона бухтарминской серии нарушений, совпадающая с северной границей Южно-Ал¬
тайского хребта. Здесь морфологические контрасты по разные стороны зоны разломов
значительно более сглажены и менее выразительны. Наконец, третий морфотип
дешифрируемых зон разломов - сильно размытые линейные формы. Пример - зона
Курайского надвига, опоясывающего с юга и юго-запада одноименный горный хребет.
Приведенный морфологический ряд обычно выстраивается и как возрастной: Коб¬
динский разлом - самый юный, Курайский - древний. Возможно, что это и так, но не
следует ограничиваться только относительной возрастной интерпретацией указанных
форм. Отличен и механизм образования разломов данной серии: в первом случае - это
сдвиг, в последнем - надвиг. И, как показали исследования современных Алтае-Го-
бийских разрывных сейсмодислокаций [18], степень выразительности и сохранности
морфологии тектонического шва во многом зависит от типа смещений: сдвиги сохра¬
няют свою четкость и линейность и с истечением значительного времени, а швы
взбросов и особенно надвигов достаточно быстро маскируются обвалами и осыпями
'[18].
Полихронность морфогенеза
К настоящему времени большинство исследователей придерживаются мнения
о трех этапах горообразования на Алтае. Это - этап раннемезозойской (/ = Кх) акти¬
визации, приведшей к возникновению общеалтайского сводового поднятия, а также
к возникновению приразломных линейных прогибов. За ним последовал этап эпиплат-
форменного развития (К2 = ^), во время которого сформировались широко развитые
в регионе коры выветривания в условиях пенепленизации. И, наконец, отмечается
этап новейшей активизации, подразделяемый на подэтапы медленных восходящих
движений (миоцен-ранний плиоцен) и усиления активизации (поздний плиоцен-голоцен).
Эта последовательность горообразования достаточно хорошо соответствует не
только геоморфологическому строению, но и стратификации соответствующих осад¬
ков в межгорных впадинах. Но данные о геоморфологии и геологии мало анализирова¬
лись в отношении возможного изменения плана деформаций за это время.
Во-первых, как неоднократно подчеркивалось рядом исследователей, альпинотип-
ный рельеф характерен для юго-востока Русского и всего зарубежного Алтая, а хреб¬
ты на севере и западе практически лишены альпийских форм [10]. Иначе говоря,
в пределах Алтая имеются два четко различающиеся по морфологии типа горного
рельефа.
19

Во-вторых, анализ состава и возраста континентальных осадков прибортовых
частей прилегающих к Алтаю равнин и входящих в его структуру межгорных и
внутригорных впадин, показывает не только литологическую, но и возрастную
зональность их распределения. Предгорные впадины по периферии Алтайских гор
содержат молласы в срединных частях юрских разрезов Джунгарской и Зайсанской
краевых впадин, Предалтайского прогиба и Котловины Больших Озер. В основании
плитного чехла Предалтайской равнины молассы ассоциируются с одновозрастными
угленосными осадками. Иначе говоря, по всей периферии Алтайских гор в осадках
чехла равнин и впадин широко распространены рыхлые мезо-кайнозойские конти¬
нентальные отложения, обязанные своей аккумуляцией деструктивным процессам,
сопровождавшим первый мезозойский этап горообразования.
Вместе с тем, в низах разрезов рыхлых отложений внутренних субширотных впадин
Центрального Алтая преобладают уже олигоцен-миоценовые осадки. Обычно это
слабо угленосные озерно-болотные образования моллассового или молласовидного об¬
лика. Н.Л. Добрецов и др. [12] относят их преимущественно к кайнозойскому времени,
И.С. Новиков [6] - к выполнению впадин о лигоценового заложения, представляющих
здесь реликты соответствующего прогиба между Русским и Монгольским Алтаем.
Наконец, диагональные (субмеридиональные) внутригорные впадины всей Алтайс¬
кой горной страны выполнены почти исключительно молласовым (молласовидным)
материалом четвертичного возраста, а по И.С. Новикову [6], это прогибы поздне¬
плиоценового заложения.
Очевидно, что подобная зональность континентального осадконакопления во впа¬
динах вполне может быть интерпретирована как зарождение в раннемезозойскую эпо¬
ху всего Алтайского горного сооружения в виде единого мегаморфного образования.
Так, согласно С.С. Коржуеву и Н.А. Флоренсову [19], максимум в формировании дест¬
руктивного материала здесь приходится на мезозой. Такого же мнения придерживался
и Л.И. Розенберг [20].
Вероятно, что после наступившей позднее эпиплатформенной ’’паузы" в позднекай¬
нозойский этап усиления тектономорфологической активизации рост гор определялся
преимущественно (исключительно?) широтным планом морфодислокаций. Именно они
обеспечили преобладание альпинотипности современного облика рельефа в южной
части этой горной страны и способствовали расширению области гор на юг, в том чис¬
ле и в эпиплатформенную зону Гобийского Алтая. Это прослеживается и по реконст¬
рукциям палеогеографических обстановок, воссозданных Т.В. Николаевой и В.Ф. Шу¬
валовым [21].
В таком случае неоднократно обсуждавшаяся в специальной литературе интер¬
ференция близширотных структур новейшей активизации на существенно меридио¬
нально ориентированную палеозойскую зональность подвижной области [12, 22 и др.]
при нашей интерпретации получает не только геоструктурное, но и морфоструктурное
содержание.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Хайн В.Е. Силы, создавшие неповторимый облик нашей планеты // Соросовский образов, журн. 1998.
№ 3. С. 3-15.
2.	Лузгин Б.Н. Структурные мотивы Центральноазиатского горного пояса // Геоморфология Центральной
Азии. XXVI Пленум Геом. комис. РАН. Барнаул: Изд-во АГУ, 2001. С. 133-136.
3.	Новейшая тектоника, геодинамика и сейсмичность Северной Азии. М.: Пробел, 2000. 454 с.
4.	Добрецов НЛ. Тектоника плюмов // Фундаментальные проблемы геологии и тектоники Северной
Евразии. Новосибирск: Изд-во СО РАН (филиал "ГЕО"), 2001. С. 23-24.
5.	Обручев В.А. Алтайские этюды (Этюд второй). О тектонике Русского Алтая // Землеведение. 1914.
№ 3. С. 1-71.
6.	Буслов М.М. Нижнепалеозойские тектонические покровы в структуре Горного Алтая: Автореф. дис. ...
канд. геол.-мин. наук. Новосибирск: ИГИГ СО АН СССР, 1988. 17 с.
7.	Новиков И.С. Морфотектоника Алтая: Автореф. дис. ... докт. геол.-мин. наук. Новосибирск:
ИГ СО РАН, 2001. 36 с.
20

8.	Белоусов Т.П., Куртасов С.Ф., Мухамедиев ШЛ. Делимость земной коры и палеонапряжения
в сейсмоактивных и нефтегазоносных регионах Земли. М.: ОИФЗ РАН, 1997. 324 с.
9.	Врублевский АЛ., Змиевский Ю.П., Николаев В.В. Мезозойско-кайнозойская и современная геодинами¬
ка зоны сочленения Центральноазиатского и Тихоокеанского тектонических поясов // Фундаментальные
проблемы геологии и тектоники Северной Евразии. Новосибирск: Изд-во СО РАН (филиал "ГЕО"), 2001.
С. 17-18.
10.	Мещеряков ЮЛ. Рельеф СССР (Морфоструктура и морфоскульптура). М.: Мысль, 1972. 517 с.
11.	Национальный атлас Монгольской Народной Республики / А.Л. Яншин, Москва; Улан-Батор. 1990.
144 с.
12.	Добрецов HJI., Буслов М.М., Ермиков В.Д. Общие проблемы эволюции Алтайского региона и взаи¬
моотношения между строением фундамента и развитием тектонической структуры // Геология и гео¬
физика. 1995. № 10. С. 5-19.
13.	Флоренсов Н.А., Коржу ев С.С. В поисках основ геоморфологической концепции (о некоторых итогах
новейших геоморфологических исследований в Монголии) // Геоморфология. 1982. № 2. С. 13-19.
14.	Тимофеев Д.А. Пьедестальные горы - начальная стадия развития возрожденных гор // Структурная
геоморфология горных стран. М.: Наука, 1975. С. 51-57.
15.	Жалковский Н.Д., Кунай О Л., Мучная В.И. Сейсмичность и некоторые характеристики напряженного
состояния земной коры Алтае-Саянской области // Геология и геофизика. 1995. № 10. С. 20-30.
16.	Рогожин ЕЛ., Богачкин Б.М., Нечаев Ю.В. и др. Следы сильных землетрясений прошлого в рельефе
Горного Алтая // Геоморфология. 1999. № 1. С. 82-95.
17.	Платонова С.Г. Сейсмотектоника Горного Алтая: Авгореф. дис. ... канд. геол.-мин. наук. Барнаул:
Изд-во АГУ, 1999. 25 с.
18.	Гоби-Алтайское землетрясение / Н.А. Флоренсов, В.П. Солоненко. М.: Изд-во АН СССР, 1963. 389 с.
19.	Коржу ев С.С., Флоренсов НЛ. Деструкция и деструктивный рельеф (к итогам геоморфологических
исследований в МНР) // Геоморфология. 1992. № 3. С. 22-28.
20.	Розенберг Л.И. О времени образования горного рельефа Алтая // Геоморфология. 1978. № 1. С. 75-83.
21.	Николаева Т.В., Шувалов В.Ф. Развитие рельефа Монголии в мезозое и кайнозое // Геоморфология.
1995. № 2. С. 54-65.
22.	Богачкин Б.М. История тектонического развития Горного Алтая в кайнозое. М.: Наука, 1981. 132 с.
Алтайский госуниверситет	Поступила в редакцию
12.10.2001
MORPHOGENESIS OF THE GREAT ALTAI
B.N. LUZGIN
Su m mar у
The Great Altai is discordant to the structure of Central-Asian orogenic belt being the interlink between the Tien-
Shan and the Sayan-Baikal-Stanovoi mountain systems. The Great Altai is characterized by complex inner zonality,
which may be seen in the Mongol-Altai mountain raise and series of diagonal (N-W) and lateral ridges. The formation
of the Great Altai was multistage with the consecutive interference of these orogenic zones.
21

УДК 551.4.035(235.243)
© 2002 г. Ю.В. ЕФРЕМОВ, А.В. ЗИМНИЦКИЙ
ОРОГРАФИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ НЕПАЛЬСКИХ ГИМАЛАЕВ
Геоморфология Гималаев освещена не в полной мере как в отечественной литера¬
туре, так и в зарубежной. В немногочисленных работах по геологии [1], а также
в научно-популярных изданиях дается краткое описание рельефа [2]. Более детальный
анализ рельефа (морфогенез, динамика процессов) Высоких Гималаев проводился на
протяжении многих лет во время альпинистских восхождений Я. Кальводой [4], а так¬
же Т. Хагеном в геологических экспедициях [5]. В последние годы появились новые
работы, освещающие некоторые геоморфологические аспекты Непальских Гималаев
[6-8].
В данной работе дается морфометрическая и морфологическая характеристики
основных хребтов и межгорных депрессий в указанном горном регионе на основе
анализа крупномасштабных топографических карт и полевых наблюдений Ю.В. Ефре¬
мова в 1998, 1999 и 2001 г.
Главная особенность орографии Гималаев - их продольная и поперечная делимость,
отмеченная Г.Ф. Уфимцевым [9]. Она позволяет рассматривать хребты как в широт¬
ном направлении, так и в меридиональном, а также их отдельные фрагменты.
Первоначально проанализируем морфометрические и морфологические особенности
основных продольных геоморфологических зон.
Некоторые исследователи [2, 5, 8] отмечают несколько хорошо выраженных гео¬
морфологических зон, простирающихся с юго-запада на северо-восток на сотни кило¬
метров: Предгималаи (Сивалик), хребет Махабхарат, межгорные депрессии, область
средней высоты (Низкие Гималаи), Главный хребет (Высокие Гималаи), Внутренние
(или Тибетские) Гималаи (рис. 1, 2).
Горы Сивалик (Предгималаи) - нижняя ступень и самый южный передовой хребет
Гималайской горной системы. Они поднимаются непосредственно от аккумулятивных
равнин Индо-Гангской низменности. Во многих местах Сивалик разрезан реками на
отдельные хребты (Йогбура-Дхар, Чура, Дудува-Шринкала, Самешвар, Бхаван-Чура).
Высота хребтов колеблется от 480 до 1000 м в центральной и восточной частях
Гималаев и от 1000 до 2000 м в западной. Морфологическая выраженность хребтов
достаточно четкая. Это сравнительно узкие, выположенные в осевой части хребты
с крутым южным склоном и более пологим северным. Многочисленные крутые уступы,
изрезанные расщелинами и ущельями, и густые джунгли (тераи) делают эти места
труднопроходимыми. Хребет простирается в основном с запада на восток, но в неко¬
торых местах его фрагменты изогнуты выпуклой частью на север (например, район
Лумбини), в других - хребты раздваиваются (например, Чура и Дудува-Шринкала) или
сужаются, максимально приближаясь к хребту Махабхарат (район Лумбини). Хребет
Сивалик выклинивается вблизи р. Сапта-Коси. Он сложен преимущественно неогено¬
вой молассой передового прогиба - сиваликскими отложениями, втянутыми в орогени-
ческий процесс и инверсионно поднятыми, деформированными и надвинутыми на более
молодые образования.
Севернее хребта Сивалик расположена продольная депрессия, отделяющая этот
хребет от хребта Махабхарат. Депрессия представлена серией межгорных котловин,
занятых долинами рек. Котловины сравнительно узкие, но встречаются и отдельные
расширения, подобные тому, в котором расположен Читванский национальный парк.
Хребет Махабхарат на территории Непала протягивается на 800 км и имеет
высоты от 2100 до 2500 м, а его отдельные вершины поднимаются до 2665 и 2891 м.
Главные реки, выходя на Индо-Гангскую равнину (Сарда, Карнали, Бхери, Гандак,
Трисули, Багмати, Сапта-Коси), прорезали Махабхарат и разделили его на ряд
отдельных фрагментов. Их глубокие ущелья с отвесными склонами труднопроходимы.
Хребет сложен гранитами и слюдяными сланцами.
22

Рис. 1. Структура горных хребтов Непала и расположение основных тектонических зон [по Диренфурту, 1970]
1 - Главный Гималайский хребет, 2 - область средней высоты, 3 - хр. Махабхарат, 4 - хр. Сивалик, 5 - пояс тераев

Рис. 2. Орографическая схема Центральных и Восточных Гималаев (в пределах Непала)
/ - Основные хребты района, 2 - Главный водораздельный хребет, 3 - среднегорный хр. Махабхарат, 4 - низкогорный
хр. Сивалик, 5 - прорывы в Главном Гималайском хребте, 6 - Главный Гималайский хребет

Межгорная депрессия ("непальская область средней высоты" по Г.О. Диренфурту;
"полоса срединного понижения" по Г.Ф. Уфимцеву; "Похар Тханди" - у непальцев)
разделяет хребты Махабхарат и Главный хребет Высоких Гималаев. Она приурочена
к структуре Главного Пограничного разлома. Эта зона (шириной 40-50 км) состоит из
серии продольных долин магистральных рек - Сун-Коси, Тамур, Трисули, Кали-Гандак,
Карнали и Сети и расположена на высоте от 600 до 2000 м над уровнем моря. В эту
зону входит и долина Катманду - межгорная впадина с холмистым днищем на высоте
1290-1350 м.
Расширения днищ магистральных долин в срединной полосе понижений, по мнению
Г.Ф. Уфимцева, могут быть двух видов. Первый представляет расширения на уровне
поверхности высокой террасы, уступ которой осложнен многочисленными допол¬
нительными узкими террасами. Примером служит долина р. Сети у г. Покхара. Здесь
главная высокая терраса сложена в верхней части желтыми известковыми илами
с тонкой горизонтальной слоистостью (типично озерные осадки), что дает основание
для суждений о сходстве генезиса покхарского расширения долины Сети и долины
Катманду; только первое меньших размеров и сильнее преобразовано последующим
эрозионным врезом. В этот главный уровень "покхарской" террасы вложены совре¬
менные долины р. Сети и ее притоков, котловины подпрудных оз. Фева-Тол, Бегнас-
Тол, Рупа и других более мелких [10].
Другой вид расширений долин более сложный и интересный. Долины здесь имеют
сложную морфологическую структуру - это сочетания узких террас, педименто-
подобных пологонаклонных скатов, низких конических или куполовидных гор. При¬
мером может служить расширение днищ долин рр. Пуньяматы-Кхолы и Рош-Кхолы
в районе г. Банепы и Дхуликеля (восточнее Катманду). На западе оно отделено от
долины Катманду низкогорными массивами с глубокими сквозными седловинами.
Днище этого расширения располагается на высоте 1450-1500 м (несколько выше
днища долины Катманду - 1290-1350 м) и к востоку у Дхуликеля открывается
в бассейн р. Индровати [7].
Еще одна характерная особенность продольных долин, отмеченная Г.Ф. Уфим-
цевым, заключается в их частом схождении под острыми углами. Например, слияние
рр. Трисули и Кали-Гандак представляет собой узкий скальный выступ, высотой более
300 м, отделенный от Главного Гималайского гребня глубоким врезом, возвышаю¬
щимся всего на 30 м над речным руслом.
Низкие Гималаи - своеобразный "пьедестал" Высоких Гималаев [9], который имеет
сложно расчлененный горный рельеф с господством эрозионных форм и абсолютных
высот 3000-5000 м. По морфоструктурным признакам Низкие Гималаи выделяются
в отдельную зону, называемую некоторыми исследователями "midland".
Высокие Гималаи - система хребтов и горных массивов, многие из которых
превышают 7000-8000 м. Отдельные отрезки осевой зоны Главного Гималайского
хребта, называемые "гималами", ограничены перевалами и узкими речными долинами
прорыва (проходами). Главная особенность этих участков долин - узкие V-образные
ущелья с крутыми склонами, с большим перепадом высот по тальвегу (например,
у р. Кали-Гандак около 2000 м на протяжении 30-35 км). В целом Главный Гима¬
лайский хребет служит естественной границей между Тибетским нагорьем и южными
склонами Гималайской горной страны. Лишь в центральной части Непальских
Гималаев, в районе Мустанг (истоки р. Кали-Гандак) и на крайнем западе государст¬
венная граница Непала заходит в Тибетское нагорье, являющееся по своим природ¬
ным особенностям высокогорной пустыней.
Известно, что Главный Гималайский хребет не является единым водоразделом
между Индийским океаном и бессточным бассейном Центральной Азии. Огромные
индийские реки (Ганг, Брахмапутра с многочисленными притоками) берут начало на
южных склонах Тибетского нагорья и прорезают Главный хребет, тем самым разбивая
его на отдельные высокогорные сегменты. Это - одна из главных особенностей
рельефа Гималайских гор.
25

Поскольку в российской литературе отсутствуют сведения о геоморфологическом
районировании данного региона, предлагаем морфологическую характеристику
рельефа в пределах продольной зоны Высоких Гималаев по принципу выделения
отдельных участков (сегментов), ограниченных прорывами рек через Главный Гима¬
лайский хребет. Такой подход структурно обоснован, поскольку долины магистральных
рек унаследовали глубинные разломы. Выделяемые нами сегменты в основном
совпадают с крупными "гималами" или горными районами. Ниже дается морфометри¬
ческая и мофологическая характеристики выделенных горных районов с востока на
запад (таблица, рис. 2).
Канченджанга Гимал охватывает высокогорную часть бассейна р. Тамур (левый
исток р. Сапта-Коси) с ее многочисленными притоками, а также левобережную часть
р. Арун. Основной горный массив в этом районе - гора Канченджанга, расположен в
130 км восточнее горы Эверест на южном отроге Главного хребта. С севера она
напоминает крест, каждая часть которого представляет собой цепь могучих вершин,
большинство из которых превышает 7000 м.
Северная ветвь "креста" длиной 20 км простирается до Тибетской границы: пики
Непал (7168), Палатка (7365), Пирамида (7123), Ланго (6954). Южная ветвь длиной
свыше 30 км смыкается с северной оконечностью Сингалийской гряды; здесь распо¬
ложены вершины Канченджанга (8585), Талунг (7338), Ротонг (6678) и др. Западная
ветвь включает безымянную западную вершину Канченджанги (8505), горы Камбачен
(7903) и Жанну (7710). Восточная ветвь протянулась к ущелью Зему и дальше до
Симву и Синиолчу в Сиккиме. Северная и южная ветви "креста" образуют вместе с их
продолжением (Сингалийской грядой) водоразделы рр. Непала и Сиккима.
В четырех секторах "креста" расположены четыре ледника: на СВ Зему (длиной
28 км), на СЗ Канченджангский (около 18 км), на ЮВ - ледник Талунг (13 км), на
ЮЗ - Ялунгский ледник (длиной 20 км). Ледники Зему и Талунг питают р. Тиста
Канченджангская, а Ялунг - р. Тамур.
От северного окончания "креста" на восток гребень Главного хребта, называемый
здесь Янак Гимал и Умбак Гимал (в правых истоках р. Тамур), понижается до 5095 м
на перевале Типтала-Ла. Здесь от вершины Лумба-Цумба на юг отходит длинный
отрог - Лумба-Цумба Гимал, который является водоразделом рр. Тамур и Арун.
Правые истоки рр. Тамур и Хунза-Кхола разделены хребтом, отходящим на юг от
вершины Нупчу (6690 м), находящейся на осевой линии Главного хребта. В истоках
р. Хунза на склонах этого хребта лежат ледники, вблизи которых образовались озера.
Высокогорная часть левобережья бассейна р. Арун характеризуется трудно доступ¬
ностью (все тропы проложены высоко над рекой и часто по гребню хребтов) и
значительно меньшими высотами. Осевая часть Главного хребта вблизи прорыва
р. Арун снижена до 3300 м, а также прорезана этой рекой, берущей начало на склонах
Тибета. Реки текут в очень глубоких непроходимых ущельях с крутыми, покрытыми
лесом склонами. Гребни хребтов выположены, здесь, вблизи Главного хребта, сохра¬
нились ледниковые формы рельефа: цирки, кары, скопления морен, среди которых
находятся и озера.
Кхумбу Гимал (Соло-Кхумбу) - самая высокая часть гималайской горной системы,
где находятся высочайшие вершины мира: Джомолунгма (Эверест, или Сагарматха) -
8848 м, Лхоцзе - 8516 м, Макалу - 8461 м, Чо-Ойю - 8153 м. Кхумбу Гимал
расположен в бассейнах рр. Дуд-Коси и Барун-Кхола.
Основной орографический элемент рассматриваемого горного региона - участок
Главного Гималайского хребта протяженностью около 75 км, ограниченный пере¬
валами: Нангпала (5741 м) на западе и Паптила (4200 м) на востоке. В центральной
части Главного хребта находится высочайший горный массив Эверест - Лхоцзе.
Гора Эверест, возвышающаяся на границе Непала и Тибета, имеет форму мощной
неправильной пирамиды. Северо-западный склон горы, обращенный к Тибету, наибо¬
лее пологий и длинный. Примерно от середины этого склона на север отходит высокий
отрог, заканчивающийся вершиной Чангцзе (7537 м). Самая низкая высота на этом
26

Некоторые морфометрические характеристики отдельных хребтов (гималов), входящих в Высокие Гималаи
Название
горного района
Длина
хребта,
км
Высота над уровнем моря, м
Средняя относительная
высота, м
Направление
хребтов
макси¬
мальная
мини¬
мальная
средняя
над руслом
реки1
на участке
прорыва
хребта1 2
восточ¬
ная
часть
запад¬
ная
часть
Канченджанга
Гимал
142.5
8598
4900
6730
Долина
р. Гунза-
Кхола: 3390
Долина р.
Янма-Кхола:
3885
Долина
р. Арун:
4230
ЮЮЗ-
ССВ
В-3
Кхумбу Гимал
129.0
8848
4200
6875
Долина
р. Бхоте-
Коси: 2800
Долина
р. Арун:
4375
ЮВ-СЗ
СВ-ЮЗ
Роулинг Гимал
93.0
7144
4700
5970
Долина
р. Ронгшар-
Чу: 3000
Долина
р. Тама-
Коси: 3120
Долина
р. По-Чу:
3500
СВ-ЮЗ
ЮВ-СЗ
Лангтанг Гимал
(включая
Пурбичиачу
Гимал)
70-5
7254
4900
5800
Долина
р. Лангтанг-
Кола 2875
Долина
р. По-Чу:
3300
Долина р.
Трисули 3300
ЮВ-СЗ
В-3
Ганеш Гимал
(включая
Шринги Гимал)
93.0
7415
5000
6409
Долина
р. Шияр -
Кхола: 3025
Долина
р. Трисули:
3900
ЮВ-СЗ
В-3
Манаслу Гимал
52.5
8163
5300
6685
Долина
р- Дуд-
Кхола: 3435
Долина
р. Бури-
Гандак: 5080
ЮВ-СЗ
Аннапурна
Гимал
67.5
8091
5500
6708
Долина
р. Марсианг-
ди: 3460
Долина
р. Кали-
Гандак: 5100
ВЮЕ
1-ЗСЗ
Дхаулагири
Гимал (включая
хр. Сваргад -
вари-Лекх)
108.0
8167
5100
6040
Долина
р. Барбан-
Кхола: 2240
Долина
р. Кали-
Гандак: 4430
ССВ-
ЮЮЗ
В-3
Каньероба
Гимал
85.5
6883
4200
4940
Долина
р. Барбан-
Кхола: 1740
Долина
р. Карнали:
2450
ВЮЕ
гзсз
Сайпал Гимал
(включая
Биасризи Гимал)
112.5
7091
5000
5850
Долина
р. Сети:
2700
Долина
р. Карнали:
3300
Долина
р. Махинали:
3350
ЮВ-СЗ
СВ-ЮЗ
1	Разность между средними значениями высот хребта и русла реки в пределах гималов.
2	То же в пределах участка прорыва Главного хребта магистральными реками.
27

отроге - Чангла (Северный перевал 7007 м). Именно отсюда предпринимались много¬
численные попытки (некоторые из них увенчались успехом) подняться на вершину
горы Эверест. У подножия северо-западного склона расположен огромный древо¬
видный Ронгбукский ледник. Юго-восточный склон горы, представляющий собой
покрытую льдом стену, спускается к цирку ледника Канджунг. Летом здесь беспре¬
рывно грохочут снежные лавины. Юго-Западный склон менее крутой, на юг от него
отходит хребет, увенчанный вершиной Лхоцзе (8516 м). Самая низкая седловина на
нем называется Южным перевалом (7906 м), через нее проложен классический
маршрут на вершину Мира.
От горы Лхоцзе в западном направлении простирается крутой оледенелый хребет
(длиной 8 км) с вершинами, превышающими 7000 м, среди которых самая высокая -
гора Нупцзе (7864 м). Между Эверестом и хребтом Нупцзе расположен трудно¬
доступный западный цирк на высотах более 6000 м с очень крутыми (свыше 45°),
снежно-ледовыми склонами, с которых постоянно (даже в летние месяцы) срываются
гигантские снежные лавины. Подъем на него возможен только по разбитому
огромными трещинами ледопаду ледника Кхумбу, прохождение которого - слож¬
нейшая проблема для альпинистов.
От горы Лхоцзе в восточном направлении Главный хребет понижается до высоты
6530 м, далее вновь повышается, достигая максимальной высоты в горном массиве
Макалу (8461 м), а после снижается до высоты 4200 м (перевал Паптила) в бассейне
р. Арун. Через этот перевал проходит караванная тропа на Тибет. Водоразделом
между р. Арун и Дуд-Коси является хребет, отходящий на юг от Главного хребта
у горы Шарцзе (7457 м) и простирающийся до продольной долины р. Сун-Коси, в ко¬
торую впадают указанные выше реки. Высоты хребта постепенно снижаются по мере
удаления от Главного Гималайского хребта. Участок хребта в истоках р. Имджа-
Кхола - неприступная скально-ледовая стена с высотами 6200-7150 м, возвы¬
шающаяся над ледниками Лхоцзе и Барун на 1,5-2 км без перевалов. Наивысшие
вершины хребта - Чамланг (7321 м) и Барунцзе (7152 м). Между ними гребень хребта
понижается, образуя широкую Западную седловину (6060 м), через которую можно
пройти на ледник, а затем подняться на Восточное седло или спуститься к южному
подножию горы Макалу.
Вблизи горы Барунцзе (гора Кали Гимал 6985 м) от водораздельного хребта
отходит отрог на запад, охватывая дугой истоки р. Хунку и образуя огромный цирк
с многочисленными ледниками и ледниковыми озерными водоемами. Этот район совсем
не изучен и мало освоен альпинистами и туристами. Из ледникового цирка от боль¬
шого оз. Панч-Покхари можно подняться на сравнительно сложный перевал Ампу-
Лапча (5845 м) и спуститься по скальному склону в истоки р. Имджа-Кхола, откуда
начинается путь к перевалам Мингбола (5845 м) и Безымянный (5860 м).
От горы Омбигайчап (6340 м) хребет раздваивается. Один короткий отрог уходит
на северо-запад и венчается горой неописуемой красоты - Ама-Даблам (6814 м).
Второй отрог спускается на юг и разделяет бассейны рр. Хунку-Кхола и Инкху-Кхола.
Высоты хребта колеблются в пределах от 5400 м (перевал Мерала 5145 м) до 6421 м
(гора Мера). В истоках Инкху-Кхола находится сложный многокамерный цирк,
заполненный ледниками Хунку-Нап и Хунку-Мап, над которыми поднимается снежно¬
скальная стена, увенчанная вершинами Кантанга (6783 м) и Тхам-Серку (6618 м).
От горы Кантега начинается водораздельный хребет, разделяющий бассейны
рр. Дуд-Коси и Хунку-Кхола. Высота хребта резко меняется от 6369 м (Кузумхан-
Карда) до 4945 м (перевал Безымянный). Западный гребень, отходящий от горы
Эверест, понижается до высоты 6006 м (перевал Лхола), а затем вновь повышается,
образуя ряд высоких и сложных для восхождения вершин (Пумори 7138 м, Линтгрен
6713 м, Кхумбуцзе 6639 м). У их подножья находится сложный цирк, из которого
начинается ледник Кхумбу.
От горы Пумори на юг отходит короткий скальный гребень, высота которого резко
понижается к ледникам Горашип и Кхумбу. На нем находится вершина Калапатар
28

(5540 м), на которую поднимаются туристы с целью увидеть и запечатлеть панораму
горы Эверест и других вершин. На запад от Пумори Главный Гималайский хребет
имеет северо-западное направление и до перевала Нупла (5844 м) значительно меняет
высоту, достигая максимальной отметки 7029 м (гора Хунка).
От безымянной вершины (6145 м) на Главном Гималайском хребте ответвляется на
юг короткий (около 20 км) отрог, разделяющий ледники Нгозумба и Кхумбу,
увенчанный шеститысячниками (Лабуче 6135 м, Ниркха-пик 6159 м, Аркантже 6423 м,
Чолацзе 6335 м, Тавече 6495 м). На хребте находится ряд перевалов (Чакри-Ла
5697 м, Чола-Кол 5690 м) и в том числе самый доступный перевал Чола (5420 м), через
который проходит тропа из ущелья р. Лабуче-Кхола на ледник Нгозумба. У северного
подножия гор Тавече и Чолацзе находится долинный ледник Чола и большое запруд-
ное озеро Чола-Чо.
Очень интересны в орографическом и эстетическом плане верховья р. Дуд-Коси,
которая начинается с самого большого ледника Нгозумба. Здесь находится восьмиты¬
сячник Чо-Ойю (8188 м) и группа ледниковых озер, хорошо обозреваемых с вершины
Гокиа (5360 м). Истоки ледника Нгозумба расположены в огромном трехкамерном
цирке. Из-под его ледово-скальной стены между вершинами Чо-Ойю и Кхумбу
(6245 м) стекают три огромных ледяных потока (Лонг-Сампо, Ноюмба, Гуанаре).
Сливаясь, они образуют ледник Нгозумба, ограниченный с обеих сторон боковыми
моренами высотой до 100-150 м. По правому борту ледника расположено пять
моренно-запрудных озер, сведения о которых в отечественной литературе отсутст¬
вуют.
С запада бассейн р. Дуд-Коми отделяется от р. Бхоте-Коси хребтом, высоты
которого по сравнению с соседними не столь велики (5500-6500 м). Выдающихся
вершин мало, среди них названия имеют всего три: Тхонак (5886 м), Кьяйо-Ри (6151 м)
и Кхумбула (5761 м), священная у шерпов гора, доминирующая с севера над
селениями Намче-Базар и Кхумьюнг. В районе горы Кьяйо-Ри хребет раздваивается.
В узком ущелье между хребтами течет р. Кьяйо-Кхола (левый приток р. Бхоте-
Кхола).
Главный Гималайский хребет в истоках р. Бхоте-Коси-Нади делает петлю к югу,
а затем к северу. На изгибе возвышается семитысячник Нан-Пай-Госум (7360 м).
В верховьях ледника Нанпа гребень хребта значительно понижается, образуя перевал
Нанпала (5741 м), через который проходит караванная тропа из с. Намче-Базар на
Тибет. Короткие отроги, отходящие от Главного хребта, разделяют верховья ледника
Бхоте-Коси на несколько изолированных друг от друга частей, образуя огромный
многокамерный и многоступенчатый цирк. На дне ледникового цирка лежит сложный
долинный ледник Бхоте-Коси с многочисленными притоками (Лунак, Нанпа, Сумна)
и огромные скопления морен.
Бассейн р. Бхоте-Коси-Нади оконтурен с запада и с юго-запада водораздельным
хребтом, отделяющим бассейн р. Роулинг-Кхола. Высоты хребта колеблются от
4600 до 6900 м. Над ним возвышаются шеститысячники: Пангбук-Ри (6626 м),
Дрангнаг-Ри (6767 м), Синг-Кар (6263 м), Тенг-Канг-Поче (6482 м), Квандж-Ри
(6187 м), Нупла (5885 м) и т.д. В некоторых понижениях хребта расположены
труднопроходимые перевалы: Тези-Лапча (5755 м), Менлунг-Ла (5977 м). Через Таши-
Лапча-Ла проходит тропа из с. Тхаме-Гомпа в долину р. Роулинг-Кхола. От хребта на
восток отходят короткие отроги, разделяющие правые притоки р. Бхоте-Коси-Нади.
На юг от вершины Тенг-Канг-Поче отходит хребет, разделяющий рр. Сар-Кхола,
Лумдинг-Кхола и другие притоки р. Дуд-Коси. Над хребтом возвышаются вершины
Нумбур (6995 м), Кхатанг (6853 м), Кариолунг (6681 м). В истоках Лумдинг-Кхола
находится группа озер, о которых сведения в литературе отсутствуют.
Основные особенности рельефа, морфологии, морфоструктуры, морфоскульптуры
можно описать в общих чертах, поскольку специальных исследований в этом районе не
проводилось. Рельеф Кхумбу Гимала высокогорный, резко расчленный, с очень высо¬
кой энергией. Здесь, по нашим представлениям, существуют два его генетических
29

типа: эрозионно-тектонический и ледниковый. Границы между этими районами пока
четко не установлены.
Эрозионно-тектонический рельеф характерен для горной территории с высотами
ниже 4000 м, не затронутой позднечетвертичным оледенением. Здесь повсеместны
тектонические и эрозионно-денудационные формы рельефа. Хребты имеют крутые
(45° и более) склоны, глубина вреза рек составляет 1.5-2.0 км. Многие долины узкие,
на отдельных участках имеют вид непроходимых каньонов; речные террасы распро¬
странены фрагментарно, часто встречаются конусы выноса, гравитационные завалы,
структурные террасы и блоки отседания, на которых и располагаются многие горные
селения.
Ледниковые формы рельефа повсеместно распространены в верховьях рр. Дуд-Ко-
си, Бхоте-Коси, Арун. Здесь четко выражены троговые долины, кары, конечные
и боковые морены и участки долин с озерными расширениями. В отличие от других
горных стран в Гималаях указанные формы рельефа имеют огромные размеры.
Например, боковые морены возвышаются над дном долины на 100-150 м, напоминая
хребты. По многим понижениям между моренами и склоном текут небольшие реки,
проложены тропы и находятся населенные пункты. Примечательна и другая особен¬
ность морен: большинство из них сложены перемытым желтым песком с незначи¬
тельной примесью каменного материала. Подобный вещественный состав морен пока
не находит научного объяснения
Долины рр. Лабуче, Имджа, Бхоте, Хунку имеют озерные расширения длиной
3-5 км и шириной до 0.5 км, подпруженные конечными моренами. Для некоторых из
них характерны две озерные террасы. Например, в истоках р. Лабуче, примыкающей
к леднику Кхумбу, расположена озерная котловина, заполненная мелким желто-серым
песком; на второй озерной террасе (высотой 1.5 м) расположено селение Пхериче.
Роулинг Гимад (область Янгцур) - это район осевой части Главного Гималайского
хребта в истоках рр. Тама-Коси, образующейся от слияния Ронгшар-Чху и Роулинг-
Чху, а также территория, охватывающая левые притоки р. Сун-Коси, берущие начало
с Главного хребта. Они расчленяют территорию на длинные и узкие полосы, носящие
название основных рек: Лихну, Климати, Кхабре. Граница между Роулинг Гимал
и соседней восточной областью Сагарматха (Соло-Кхумбу) проходит первоначально по
хребту, разделяющему истоки рр. Дуд-Коси и Тама-Коси, а затем по р. Лизну-Кола.
Водораздельный хребет отходит на юг в районе караванного перевала Нангпала
(5741 м). Гребень хребта во многих местах покрыт переметными ледниками, на
отдельных участках он имеет вид отдельных вершин (нунатаков) среди значительных
по длине долинных ледников. Высотные отметки хребта здесь превышают 6000 м.
Роулинг Гимал - система параллельных хребтов, самым высоким из которых
является Главный. Сначала (на границе с бассейном р. Дуд-Коси) он имеет меридио¬
нальное направление, а затем от перевала Дингюнг-Ла поворачивает на запад. Здесь
он носит название Ландунг Гимал. Главный хребет напоминает сверху сороконожку,
многочисленные лапки которой - скальные отроги с долинными и каровыми ледниками.
Самый значительный из них - ледник Роулинг (существуют и другие названия) с
огромными приледниковыми озерами Чо-Ролпа и Рипимо-Шар. Гребни хребтов ослож¬
нены многочисленными скальными и ледово-скальными вершинами высотой более
6000 м. Среди них самая высокая - двуглавая Гауризанкар (7146 м), долго считав¬
шаяся высочайшей вершиной мира. На хребте имеется ряд очень сложных перевалов,
среди которых более доступный Манлунг-Ла (5643 м). В этом районе Главный хребет
рассечен долиной р. Ронгшар, истоки которой находятся на его северных склонах. Эта
река является западной границей Роулинг Гимал.
Южнее Главного хребта с востока на запад простирается хребет, являющийся
водоразделом рр. Роулинг-Чху (на северном склоне) и Линху-Кхола, Кхими-Кола,
Кхаре-Кхола (левые притоки р. Сун-Коси). На южном склоне хребет имеет острый
скалистый гребень с высотами от 4000 до 6730 м (Бигфера-Гоу-Нар). Со склонов
хребта сползают долинные ледники, среди которых наиболее значительны Цурмоче,
30

Бигфера-Лхо, Ялунг и др. На хребте имеется ряд несложных перевалов: Ялунг-Ла
«5310 м), Бигфера (5496 м) и др.
Западней прохода р. Бхоте-Коси (выше река называется Ронг-Шар-Чху) Главный
хребет имеет вид дуги, выпуклой к северу. Здесь ее левый приток Шигати-Кхола еще
раз прорезает Главный хребет. В общих чертах можно сказать, что этот участок
хребта имеет высоту от 3800 до 5325 м (гора Ама-Бамаре). Далее хребет прости¬
рается на юг и в районе перевальной дороги в Тибет снижается до 1750 м и здесь
вновь прорезается р. Бхоте-Коси. Таким образом, на участке длиной примерно 50 км
Главный хребет прорезан рр. Тама-Коси и Бхоте-Коси трижды.
Лантанг-Джугал Гимал - высокогорный район в Центральных Гималаях, включаю¬
щий истоки р. Индравати (называемые в Непале районом Багмати), а также левые
притоки р. Трисули со священными озерами Госакунд. Восточная граница этого рай¬
она - р. Бхоте-Кхола, берущая начало на северных склонах Главного Гималай¬
ского хребта (район Южного Тибета), а западная граница проходит по меридио¬
нальному отрезку р. Трисули, истоки которой также находятся на южных склонах
Тибетского нагорья. На этой территории организован национальный парк.
От магистральной дороги Катманду - Лхаса - Кодари Главный Гималайский хребет
(Фурби-Чуачу Гимал) простирается на север, постепенно набирая высоту, и достигает
максимальной отметки 8012 м (г. Шиша-Пангма) за пределами Непала в Тибете.
Далее хребет первоначально поворачивает на юг, а затем на запад и в значительной
степени понижается до высот ниже 5000 м (Тцерго-Ри 4984 м), охватывая дугой,
выпуклой к северу, истоки р. Лантанг-Кхола. Здесь возвышается огромная снежная
вершина, похожая на шатер - Лантанг-Лирунг (7954 м), а также шеститысячники:
Дорье-Лакра (6990 м), Петмаханг-Ри (6910 м), Ремханг-Ри (6842 м), Лантанг И
(6581 м), Голдум (6447 м) и др. С юга истоки Лантанга огибает хребет Госакунд-Лекх
с высотами около 6000 м (несколько ниже на субмеридиональном участке и выше
6000 м на широтном отрезке хребта). В истоках р. Лантанг лежат крупные долинные
ледники Лантанг, Лангхиса, Лирунг и др.
Ганеш Гимал (рис. 3) образован субмеридиональной частью Главного Гималайского
хребта от горы Ганеш Гимал I (7429 м) на севере до горы Ганеш Гимал V (6950 м)
на юге и является водоразделом между рр. Трисули и Бури-Гандак (в их верхнем
течении). Здесь, в северной части Главного хребта, вздымается серия могучих
горных вершин, превышающих высоту 7000 м: Ганеш Гимал I 7429 м, Лапсанг-Карпо
7111 м, Ганеш Гимал III 7110 м, Ганеш Гимал IV 7152 м, Химлунг Гимал
7129м и др.
Северным продолжением Ганеш Гимала является Чуре Гимал с вершинами свыше
6000 м: Ганеш (Лангпо) (6480 м), Пасубо (6247 м) и Шринги Гимал с одноименным
семитысячником (7187 м). Эти хребты широкой дугой охватывают верховья р. Шиер-
Чу (левый исток р. Бури-Гандак). В районе Кутанг Гимал (западное продолжение
Ганеш Гимал), р. Том-Кхола (левый приток р. Бури-Гандак) прорезала Главный
хребет, начинаясь на его северных склонах. Кроме того, по всей вероятности, здесь
наблюдается второе прорезание Главного хребта в месте слияния рр. Бури-Гандак
и Шиер-Кхола. Таким образом, истоки р. Бури-Гандак следует отнести к Внутренним
Гималаям (т.е. северному склону Главного хребта). Восточным продолжением Ганеш
Гимал служит широтный участок Главного хребта Саланху Гимал с главной вершиной
Ганеш VII (6350 м). Южным продолжением Ганеш Гимала является понижающийся
хребет Авитхум-Лекх, который заканчивается на слиянии рр. Бури-Гандак и ее левого
притока Анкху-Кхола.
Горная группа Манаслу (рис. 4) - наиболее высокая часть Главного хребта с высо¬
тами более 7500 м с вершинами: Манаслу (8163 м), Манаслу Северный пик (7157 м),
Хималчули (7893 м), Пик 29 (Манаслу II7811 м). Хребет Манаслу - субмеридионально
простирающаяся горная цепь - является водоразделом между рр. Бури-Гандак и Мар-
сиангди. Восточным продолжением хребта Манаслу является хребет Горха Гимал
с максимальной высотной отметкой - вершиной Будда Гимал (6672 м).
31

Рис. 3. Орографическая схема за¬
падных районов Непальских Ги¬
малаев
Условные обозначения см. рис. 2

Аннапурна Гимал (рис. 3) - могучий ледово-скальный хребет длиной 67.5 км, распо¬
ложенный между рр. Марсиангди и Кали-Гандак, берущими начало во Внутренних
Гималаях (на южном склоне Тибетского нагорья). Морис Эрцог - покоритель
Аннапурны - назвал эту часть Главного Гималайского хребта Большим барьером. Все
известные альпинистам вершины, входящие в него, имеют высоты свыше 7000 м.
Аннапурна I (8091 м) - высшая точка хребта, Аннапурна II (7937 м), Аннапурна III
(7505 м), Аннапурна IV (7525 м), Гангапурна (7455 м), Аннапурна южная (7219 м),
Тиличио Гимал (7134 м), Нилгири (7061 м) и др. Большинство из них возвышается
отвесными стенами над верховьями речных долин на 2.5-3.0 км. С их склонов
круглогодично сходят снежные лавины. Особое место среди снежно-ледовых гигантов
занимает священная у непальцев гора Мачхапучхре ("Рыбий хвост" 6993 м). Относи¬
тельный перепад высот (по долине р. Кали-Гандак) составляет более 5000 м. Это
самое глубокое ущелье в мире.
Дхаулагири Гимал - сложный горный узел, расположенный между меридиональным
участком р. Кали-Гандак и разветвленной речной сетью Бхери-Рива. В плане
Дхаулагири представляет собой две дуги, сочленяющиеся выпуклыми частями через
Французский перевал (5360 м). Северная широтная дуга - наиболее высокая - несет
современные ледники. На ней расположены семитысячники: Дхаулагири II (7751 м),
Дхаулагири III (7661 м), Дхаулагири IV (7660), Чурен Гимал (7371 м), Гуриа Гимал
(7193 м). Северным продолжением этой дуги является пониженный (5100-5700 м)
хребет Мукут Гимал, разделяющий истоки рр. Мустанг и Бхери (Барбан-Кхола).
Меридиональная дуга протягивается вдоль р. Кали-Гандак, примечательна тем, что на
ней расположена огромная скальная пирамида Дхаулагири I (8167 м). На север и на юг
высоты хребта понижаются, здесь четко выражены шеститысячники - Тукуче (6920
м), Тами-Канг (6386 м), Чарцзе (6346 м) и др.
Каньероба Гимал (Карнали) (рис. 4) - субширотный участок Главного хребта длиной
85.5 км, ограниченный на востоке левыми истоками р. Бхери Рива и на западе
истоками р. Карнали, охватывающими хребет с севера и запада. Наиболее высоко
поднята восточная часть Каньероба Гимал; здесь хребет увенчан двенадцатью
вершинами, превышающими 6000 м: Каньероба (6883 м), Чо Карпо Ланг (6556 м),
Каньиролба (6512 м), Лха Шамма (6412 м) и др. В пределах этого района находятся
два национальных парка с двумя священными для непальцев местами - озерами
Фоксунда и Papa.
Сайпал Гимал - район Западного Непала (Дальний запад), в котором Главный
Гималайский хребет повышается до 7000 м и выше. Эта горная группа расположена
в верховьях рр. Махинали и Сети (правого истока р. Карнали). Наиболее высокие
вершины в верховьях р. Сети: Апи (7132 м), Сайпал (7031 м), Капчули (6850 м), Бабан
(6802 м) и др.
Внутренние Гималаи, Тибетские Гималаи или Гималаи Тетиса [1] - так называют
северные склоны Главного хребта и прилегающие к нему южные склоны Тибетского
нагорья. Здесь находятся водоразделы крупных магистральных рек - Аруна, Ронгшар-
Чху, Бхоте-Коси, Трисули, Бури-Гандак, Кали-Гандак, Карнали, Бхери. Водоразделы
проходят по хребтам с абс. высотами 5000-6500 м и относительными превышениями
500-1000 м. Внутренние Гималаи отличаются аридностью климата, преимущественно
осадочным комплексом пород (тибетский комплекс) и меньшей вертикальной
расчлененностью. Здесь отдельные высокогорные массивы чередуются с межгорными
впадинами, в том числе и поперечными (например, субмеридионально вытянутая
котловина Мустанг - исток р. Кали-Гандак).
Наряду с выположенными формами рельефа здесь, вблизи Главного Гималай¬
ского хребта, распространены альпинотипные хребты и горные массивы с высо¬
тами, превышающими 7000 м: Шиша-Пангма (8046 м), Чангцзе (7553 м), Менлунгцзе
(7181 м), Фолзе-Чангрен (7661 м), Химлунг Гимал (7126 м), а также группа гор Кхумбу
Гимал (Эверест, Лхоцзе) и др. Крупные долинные ледники с широкими языками
спокойно стекают по пьедестальным поверхностям (например, ледники Ронгбук,
2 Геоморфология, № 4
33

Рис. 4. Орографическая схема дальних западных районов Непальских Гималаев
Условные обозначения см. рис. 2
Дрокпа-Нагибанд, Карда и др.). Тибетские Гималаи в известной мере можно назвать
пьедестальной ступенью Высоких Гималаев, но они обладают отличительными
морфологическими особенностями. Во-первых, это выположенность горных массивов и
хребтов (не примыкающих к Главному Гималайскому хребту). Во-вторых, проявление
литогенной морфоскульптуры, связанной с аридными климатическими условиями.
34

Рассмотрим некоторые морфометрические и морфологические черты горных районов
в верховьях магистральных рек Внутренних Гималаев.
Истоки р. Арун находятся на северном склоне Главного Гималайского хребта. Ее
водораздел с Тибетским нагорьем (р. Цангпо - Брахмапутра) проходит по хребту с вы¬
сотами 5000-6500 м с незначительным относительным превышением в несколько сотен
метров. Здесь чередуются плосковершинные хребты и межгорные впадины, на дне
которых лежат крупные озерные водоемы (Пельку-Чо, Тсома-Чо и др.) и текут реки
(Понк-Су с многочисленными притоками). Многие из них в летнее время пересыхают.
Водоразделы других рек (Ронгшар-Чху, Бхоте-Коси) проходят по хребтам, располо¬
женным южнее, внутри бассейна верхнего течения р. Арун (рис. 2). Истоки р. Ронг¬
шар-Чху (Роулинг Гимал) находятся на хребте, протягивающемся севернее, парал¬
лельно Главному хребту, его вершины превышают 7000 м. Среди них наиболее
выдающаяся Менлугцзе (7181 м), поднимающаяся в центре широкого амфитеатра,
наподобие знаменитой Нанда-Деви (7816 м). У северного подножья этого хребта
лежит сложный долинный ледник Дрогпа-Нагибанд.
Река Бхоте-Коси севернее прорыва Главного Гималайского хребта носит название
По-Чу, течет в узком ущелье, ограниченном меридиональными участками Главного
хребта. Здесь его венчают вершины: Шиша-Пангма (8012 м), Наньянг-Ри (7284 м),
Лантанг-Ра (7205 м) и др. Вдоль реки проложена Трансгималайская автомагистраль,
ведущая в Лхасу. Истоки р. По-Чу лежат вблизи перевала Хонг-Ла (5124 м).
Истоки р. Трисули находятся на плоском водораздельном хребте западнее
оз.	Пельку-Чо на высоте около 5900 м. Севернее прорыва речная долина выработана
в осадочных породах Тибета и проходит параллельно меридиональному участку
Главного Гималайского хребта с вершинами: Лапсанг-Карбо (7150 м), Ямгра (7415 м),
Ганеш Гимал (7405 м). С восточной стороны долина ограничена горным массивом Ганг-
Банчен (7211 м). Притоки верхнего течения р. Трисули маломощные и часто
пересыхают.
Истоки р. Бури-Гандак до прорыва Главного Гималайского хребта представляют
собой два потока, текущих навстречу друг другу, что обусловлено наличием разлома,
ограничивающего с севера Главный хребет, имеющий высоты от 5260 до 7187 м
(Шранги Г имал).
Мустанг - высокогорная территория, расположенная в истоках р. Кали-Гандак
в пределах Непала. Севернее прорыва Главного Гималайского хребта р. Кали-Гандак
носит название Мустанг-Кхола. Она ограничена хребтами Мустанг Гимал на за¬
паде, Домадар Гимал - на востоке и Главным Водораздельным хребтом на севере.
Рельеф Мустанга высокогорный, с элементами аридной морфоскульптуры. Формы
рельефа - платообразные поверхности и хребты со сглаженными очертаниями. Ввиду
малого количества атмосферных осадков растительность скудная и преобладают
ксерофитные виды. Река Мустанг и ее основные притоки текут в глубоких ущельях,
долины имеют от 3 до 5 речных террас, дно широкое (300-500 м), с частыми озеро¬
видными расширениями.
Река Марсиангди севернее прорыва Главного Гималайского хребта течет в субши¬
ротном направлении между хребтами Аннапурна Гимал на юге, Домадор Ги¬
мал и Ларкиа Гимал на севере. Главная морфологическая особенность речной до¬
лины - крутые склоны и четковидное дно реки, где чередуются многочисленные
озероподобные расширения с каньонообразными участками. Для субширотного отрезка
речной долины характерны ледниковые формы рельефа - стадиальные конечные
и береговые морены, прорезанные речными потоками: обширные озерные котловины,
заполненные флювиогляциальными и аллювиальными отложениями мощностью от
нескольких до сотен метров. По характеру обильной лесной растительности (хвойные
и смешанные леса) можно судить о достаточной увлажненности среднего течения
р. Марсиангди. Влажные муссонные воздушные массы проникают сюда с востока
через перевалы. Для верхнего течения этой реки характерны аридные ландшафты
с повсеместным развитием ксерофитной растительности.
2*
35

Истоки рр. Карнали и Бхери расположены на северных склонах Каньероба Гимал,
Дхаулагири Гимал, Сайпал Гимал (Западный Непал) и относятся к Внутренним
Гималаям. Верховья этих рек текут в продольных долинах и южнее прорывают
указанные хребты. На севере водораздельный хребет отделяет эти реки от бассейна
р. Макван-Хе, берущей начало в Тибетском озере Манасавар (на северном берегу
священная гора Кайлас 6714 м). Сведений в российской литературе об этих местах
практически нет.
Выводы
1.	Орография Гималаев известна лишь в общих чертах. В целом в этой горной
стране выделяется серия параллельных субширотных хребтов, четко выраженных на
всей территории Непала: Сивалик, Махабхарат, Главный Гималайский хребет (Высо¬
кие Гималаи со среднегорьем). Хребты разделяют межгорные депрессии - система
межгорных котловин, занятых долинами крупных рек.
2.	Все хребты, входящие в Высокие Гималаи, расчленены меридиональными уча¬
стками рр. Арун, Бхоте-Коси, Трисули, Кали-Гандак, Бхери, Карнали на отдельные
сегменты. В Непале участки Главного хребта Высоких Гималаев, ограниченные
прорывами (проходами) рек или низкими перевалами (4500-5700 м), называются
гималами.
3.	Морфологический облик Высоких Гималаев определяется контрастностью текто¬
нических движений, высокой интенсивностью современных геоморфологических про¬
цессов. Гималы - горстообразные поднятия, высотой более 6000-7000 м, а некоторые
из них имеют вершины, превышающие 8000 м. В пределах Непала из 14 восьми¬
тысячников сосредоточены восемь: Эверест (Джомолунгма, Сагарматха) (8848 м),
Макалу (8463 м), Манаслу (8163 м), Чо-Ойю (8201 м), Дхаулагири (8167 м), Аннапурна
(8091 м). Склоны хребтов очень крутые и покрыты льдом и снежниками. Относи¬
тельный перепад высот (по дну долин крупных рек) составляет 2500-5000 м. Склоны
гор ниже 5000 м расчленены системой крутых и обычно узких лощин, тальвеги
которых параллельны поверхности склонов. К Высоким Гималаям с юга примыкает
так называемое среднегорье (высотой до 5000 м), или Низкие Гималаи, граница между
ними очень резкая. В пределах среднегорья распространен эрозионно-денудационный
рельеф без современного оледенения.
4.	Своеобразен морфологический облик Внутренних (Тибетских) Гималаев. Это
сочетание многочисленных горных массивов, межгорных котловин, выположенных
хребтов. Здесь находятся водоразделы всех крупных магистральных рек.
5.	Геоморфологическая изученность Гималаев пока недостаточно полная, и поэтому
в дальнейшем естественным представляется появление более детальных орографи¬
ческих описаний.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Гансер А. Геология Гималаев. М.: Мир, 1964. 351 с.
2.	Диренфурт Г.О. Третий полюс. М.: Мысль, 1980. 304 с.
3.	Гвоздецкий Н.А., Голубчиков Ю.Н. Горы. М.: Мысль, 1987. 324 с.
4.	Kalvoda /. Geomorphological Record of the Quaternary in the Himalaya. Amsterdam: Elsivier, 1992. 360 p.
5.	Hagen T. Nepal - The Kingdom in the Himalays. Oxford IBH Publishind Co: New Delhi, Bombay, Balcuta.
1980. 264 p.
6.	Ефремов Ю.В. Некоторые физико-географические особенности Кхумбу Гимал (Непальские Гима¬
лаи) // Вести. Краснодарского регион, отд. РГО. 2000. Вып. 2. Ч. 1. С. 10-18.
7.	Ефремов Ю.В. Гималаи глазами географов // Вести. Краснодарского регион, отд. РГО. 2000. Вып. 2.
Ч. 2. С. 91-96.
8.	Gurung Harka. Mountains of Asia. A Regional Inventary. Katmandu. Nepal. 1999. 86 p.
36

9.	Уфимцев Г.Ф. Геоморфологические наблюдения в Непале // Геоморфология и природные ресурсы.
2001. № 1. С. 129-135.
10.	Yamanaka Н., Yoshida М., Arrita К. Terrace landforms and quaternary deposit around Pokhara Valley, Central
Nepal //J. Nepal Geol. Soc. 1982. V. 2. P. 113-142.
Кубанский госуниверситет	Поступила в редакцию
12.10.2001
OROGRAPHIC PECULIARITIES OF THE NEPALIAN HIMALAYA
Ju.V. YEFREMOV, A.V. ZIMNITSKY
Summary
The new orographic scheme of Nepalian Himalaya is compiled. An attempt was made to regionalize the Main
Himalayan ridge. Some morphometric characteristics and morphologic peculiarities of different parts of the mountain
land are described.
УДК 551.432 (235.243)
© 2002 г. Г.Ф. УФИМЦЕВ
ТЕКТОНИЧЕСКИЙ РЕЛЬЕФ НЕПАЛЬСКИХ ГИМАЛАЕВ1
Фактологической основой данной статьи являются: 1) морфометрические построе¬
ния на топокартах масштабов от 1:1 500 000 для всех Гималаев и до 1:200 000 и
1:100 000 для опорных участков (преимущественно отечественное изготовление карт
обеспечивает сопоставимость результатов с нашими построениями для других регио¬
нов); 2) полевые наблюдения в Центральном Непале, позволившие своими глазами
увидеть морфологические особенности главных элементов этого горного сооруже¬
ния; 3) литературные источники, в том числе в малодоступных изданиях, с которыми
удалось ознакомиться в библиотеке Международного центра по интегрированному
развитию горных территорий (ICIMOD) в Катманду; 4) результаты дешифрирования
космоснимков на некоторые районы Гималаев (надо заметить, что изображения этих
гор из космоса дают о них особенное представление).
Непал представляет собой удобный полигон для геолого-геоморфологических
наблюдений, и коротко эту ситуацию можно охарактеризовать следующим образом:
здесь люди, как Гималаи, и Гималаи, как люди. И потому в этой стране быстро
обретаешь чувство творческой эйфории. К этому следует добавить, что обычно мы
представляем Гималаи по полотнам Н.К. Рериха, но горы, которые я видел, сошли
с гималайских этюдов В.В. Верещагина.
Цель работы - анализ морфотектоники Гималаев на примере их наиболее типич¬
ной центральной части. Мы будем характеризовать тектонический рельеф Непаль¬
ских Гималаев по его основным параметрам - вершинной и базисной (цокольной)
поверхностям, изображенных в форме карт (рис. 1, 2) и поперечных профилей
(рис. 3).
Мы много говорим о молодой геодинамике и происхождении Гималаев и стара¬
тельно не замечаем недостаточность структурно-морфологических материалов для
такого рода умозаключений, может быть, за исключением описаний главных гима¬
лайских надвигов. Что касается геологии Гималаев, то путеводной звездой до сих пор
служит сводка А. Гансера [1], новые геологические карты [2, 3] и некоторые
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 99-05-65638).
37

Рис. 1. Тектонический рельеф Непальских Гималаев и их окружения 1 - крутые уступы, 2 - морфоизогипсы
(оцифрованы в сотнях метров)
Цифрами в кружках обозначены: 1 - Цангпо-Индский структурный шов; 2 - Южный Тибет; 3 -
Трансгималаи; Высокие Гималаи: 4 - Дхаулагири Гимал, 6 - Аннапурна, 7 - Ганеш Гимал, 9 - Лангтанг, 10 -
Кхумбу Гимал, 12 - Канченданга Гимал; поперечные проходы: 5 - Мустанг, 8 - Трисули-Багмати, 11 -
Арунский; 13 - Низкие Гималаи; 14 - долина Катманду; 15 - хр. Махабхарат; 16 - Сивалик
новейшие публикации по Центральным Гималаям [4-6]. Геоморфологией и новейшей
тектоникой Непала в последние годы занимаются японские специалисты [7-13 и др.],
некоторые западные ученые [14-18], и в этом ряду следует особо выделить труды
Я. Калводы [16-18].
Термином "Непальские Гималаи" я пользуюсь для краткости и потому, что смотрел
на эти горы с юга (хорошо бы посмотреть и с севера...). Под этим термином мы
объединяем все Центральные Гималаи от Сивалика на юге и до долины р. Цангпо на
севере.
38

Рис. 1 (окончание)
Тектонический рельеф центральных Гималаев
Традиционное геологическое деление Гималаев (с юга на север): Сивалик, Низкие,
Гималаи, Высокие Гималаи и Трансгималаи, или Тибетские Гималаи - в основном
справедливо в геоморфологическом и неотектоническом отношениях. Но в последнем
случае лучше говорить как о поперечной, указанной выше, так и о продольной
делимости этого горного сооружения, хорошо отраженной в рельефе вершинной
поверхности, или так называемом тектоническом рельефе (рис. 1, 3). Поперечная
делимость заключается в закономерном расположении структурных зон, сменяющих
друг друга вкрест простирания. Вдоль простирания Гималаев также выделяются
секции, для каждой из которых характерен своеобразный тектонический рельеф.
39

Рис. 2. Цокольная поверхность Непальских Гималаев и их окружения
1 - изолинии базисной (цокольной) поверхности (в сотнях метров); 2 - главный водораздел; 3 - границы
главных морфотектонических подразделений, обозначенных цифрами в кружках: Тибета (1), Гималаев (2),
Индо-Гангского передового прогиба (3), Индостанского щита (4); 4 - высочайшие горные массивы -
гималы
Секции разделены глубокими поперечными проходами, являющимися гигантскими
блокоразделами. Сами же Гималаи представляют собой южное крыло Тибет-Гима-
лайского горного пояса как части протяженного Средиземноморского (Альпийско-
Гималайского) молодого подвижного мегапояса [19]. По своим размерам (особенно
протяженности) Гималаи могут считаться промежуточной формой между орогени-
ческим поясом и структурной зоной, т.е. субпоясом. Общая его линейность
определяет значительную протяженность составляющих Гималаи неотектонических
форм при малой их ширине. В особенности это касается такого ансамбля, как
Сивалик (рис. 1, 3), ширина которого редко превышает 50 км.
Сивалик - это система антиклинальных складок, осложненных надвигами с падени¬
ем на север, под Гималаи [8, 20]. Антиклинали сложены преимущественно неогеновы¬
ми красноцветами и в рельефе представляют собой линейные увалистые возвышен¬
ности, гряды или низкогорные массивы, как бы оформляющие подножье Гима-
40

Рис. 3. Поперечные профили Непальских Гималаев
I	- профили и их номера, 2 - положение цокольной поверхности.
Цифрами на профилях обозначены: 1 - Индо-Гангский прогиб, 2 - Сивалик, 3 - Махабхарат, 4 - срединное
понижение, 5 - ступени Низких Гималаев, 6 - высочайшие поднятия - гималы, 7 - пьедестальная ступень
Высоких Гималаев, 8 - Трансгималаи, 9 - структурный шов Цангпо-Инда, 10 - внутренние поднятия в нем,
II	- Тибет
лайского фронтального уступа. Высота антиклинальных поднятий над аккумуля¬
тивной равниной Индо-Гангского передового прогиба может достигать 800 м и более.
Обычно сиваликские антиклинали четко отделены от южного склона - уступа Низких
Гималаев (рис. 4) и представляют собой их своеобразное предгорье. Но в районе
г. Бутвала сиваликские поднятия причленены к Низким Гималаям, так что наравне с
последними образуют гималайский фронт. Примечательно, что в подобных случаях
41

Рис. 4. Сиваликские гряды на фоне южного склона Махабхарата между Бутвалом и Бхаратпуром у Тоди-
Базара
на уступе последнего особенно значительно проявлены смещения рыхлого покрова
и скальных блоков.
Судя по публикации [20], в молодые тектонические деформации вовлечены как
неогеновые, так и четвертичные (вплоть до голоценовых) отложения и речные
террасы. По своему образованию и тектонической позиции Сивалик является уни¬
кальной формой - это внутриконтинентальный аккреционный клин над поддвигом
под Гималаи перемещающегося на север Индостанского субконтинента [14]. Форми¬
рование предгорных складок обеспечивает расширение Гималаев за счет предгорной
части Индо-Гангского передового прогиба.
Как сказано выше, сиваликские линейные массивы и гряды представляют собой
антиклинали с хорошо оформленными периклиналями. В тектоническом отношении
это часто выжатые по надвигам клинья с внутренними антиклинальными изгибами,
а сопутствующие синклинали-понижения в Сивалике менее распространены или
вообще представляют собой редуцированные формы.
Сивалик как система предгорных антиклинальных складок в тектоническом релье¬
фе Непальских Гималаев лучше всего выражен западнее выхода из гор р. Кали-
Надак. Здесь он обладает наибольшей шириной, часто включает две полосы гряд,
разделенных глубокими понижениями. На восточном участке предгорий обычно
распространены одиночные антиклинальные гряды, часто кулисообразно сменяющие
друг друга по простиранию. Такая ситуация сохраняется в восточном секторе вплоть
до выхода из гор р. Сун-Коси. Далее на восток в тектоническом рельефе прослежи¬
ваются лишь отдельные небольшие антиклинальные гряды (рис. 1), хотя в подошве
гималайского фронта залегают деформированные сиваликские отложения [1,3]. Как
увидим ниже, и другие гималайские зоны восточнее долины р. Сун-Коси испытывают
существенные изменения тектонического рельефа.
Низкие Гималаи составляют южное крыло этого горного сооружения и представ¬
ляют собой сложную структурную композицию, включающую передовой (южный)
хребет-поднятие Махабхарат, срединное понижение вдоль его северного склона
и систему разновысотных тектонических ступеней и горстов вдоль южной подошвы
Высоких Гималаев (рис. 1,3).
Хребет Махабхарат имеет крутой южный склон высотой до 2000 м, который
и представляет собой собственно гималайский фронт. Этот уступ формируется моло¬
дыми надвигами. Западнее слияния рек Кали-Гандак и Трисули крутой гималайский
фронт оформляется Главным Пограничным надвигом, а восточнее зоны этого
и Главного Центрального надвигов приближены друг к другу так, что горизонтальное
расстояние между их выходами на поверхность составляет первые километры [3].
Здесь, видимо, они оба участвуют в формировании фронтального уступа гор. Следует
заметить, что гималайский фронт при всей его значительной высоте не создает
зрительного впечатления единой горной стены, каковое производят сбросовые
уступы, например, на бортах рифтов Восточной Сибири.
42

Хребет Махабхарат - наиболее характерная неотектоническая форма Низких
Гималаев. При максимальной ширине порядка 50 км это поднятие протягивается на
многие сотни километров и представляет собой систему вытянутых горстов или
ступенчатых глыбовых поднятий, сменяющих друг друга по простиранию и разделен¬
ных поперечными проходами-блокоразделами, освоенными магистральными реками.
Большинство поднятий имеет прямоугольную форму, но западнее и юго-восточнее
Катманду они похожи в плане на клинья. Здесь же хорошо виден ступенчатый харак¬
тер северного склона Махабхарата: три его главные ступени в виде одновысотных
площадок или боковых гребней. Судя по геологическим наблюдениям, они огра¬
ничены крутыми надвигами и взбросами с падением сместителей под хребет [21].
Геологическая ситуация в пределах поднятия Махабхарата весьма любопытна.
Основными элементами геологической структуры Гималаев являются две пластины
аллохтона, перемещенные на юг по Главному Пограничному и Центральному надви¬
гам [3, 4]. Эти пластины в последующем испытали существенные складчатые
деформации и затем эрозионное расчленение. Поэтому на большей части протяжен¬
ности хребта залегают либо крупные эрозионные останцы Главного Центрального
надвига, либо синклинальные формы нижнего и верхнего аллохтонов. Это позволяет
утверждать, что четвертичная геодинамика Махабхарата - это в первую очередь
выжимание вверх клиноподобных или полуцилиндрических в поперечном сечении
останцов аллохтонов или ядер синклиналей в условиях поперечного горизонтального
сжатия над лобовой частью Главного Пограничного надвига. Эта ситуация во многом
подобна тому, что мы видим во внешних цепях альпийских орогенов - в Веркоре
и Северном Провансе, Загросе и др., где вверх растут не только антиклинали, но
и происходит выжимание синклинальных ядер. В какой-то мере можно проводить
структурную параллель и видеть сопряженность морфотектоники также Сивалика
и Махабхарата: выдавливание антиклинальных клиньев в неоген-четвертичных
отложениях в первом случае и синклинальных ядер в шарьированном кристалличе¬
ском комплексе краевой части кратона - во втором.
Может быть, именно это обстоятельство обусловливает редукцию Махабхарата на
востоке, в том же районе, где это происходит с Сиваликом. В приближении к устью
р. Сун-Коси исчезают синклинальные изгибы аллохтонных пластин и поднятие
Махабхарата преобразуется в небольшой по размерам низкий горст. Восточнее ни¬
зовьев р. Тамура синклинальный изгиб вновь появляется, и конечный восточный
горст Махабхарата достигает обычных для этой цепи размеров и соседствует с
крайней на востоке антиклинальной грядой Сивалика. Далее на восток и Сивалик (см.
выше), и Махабхарат не прослеживаются, а к гималайскому фронту выходят высокие
тектонические ступени, и потому высота его увеличивается до 3000 м и более (рис. 1).
Срединное понижение в Низких Гималаях располагается как бы в тылу (севернее)
Махабхарата и, как и последний, исчезает на востоке у 88° в.д. (рис. 1). Это сложная
группировка неотектонических форм, в которую входят небольшие впадины, выпол¬
ненные неоген-четвертичными озерными и речными отложениями, - Покхараская
и долина Катманду, низкие тектонические ступени и врезанные в них продольные
участки долин магистральных рек (Сун-Коси, Трисули, Кали-Гандак и др.). Днище
долины Катманду располагается на высотах около 1300 м и как бы обозначает
средний высотный уровень этого понижения. Если следовать из Катманду на запад, то
можно хорошо видеть, что днище долины как бы продолжается одновысотным уров¬
нем гребней продольных горных массивов срединного понижения и нижней ступени
северного склона Махабхарата, в которые врезаны на глубину до 700-800 м про¬
дольные долины левых притоков р. Трисули. Долины последних, равно как и долина
среднего течения Трисули, видимо, представляют собой образования типа долин-
грабенов и понижений-блокоразделов (рис. 3). В них появляются расширения, днища
которых составлены цокольными террасами высотой до 200 м и более. Акку¬
мулятивные террасы в Гималаях вообще, видимо, редки. В некоторых частях средин¬
ного понижения наблюдаются небольших размеров своеобразные "денудационные
43

грабены" - низкие ступени с сильно педиментированным рельефом, где сохранились
лишь скелетные гребни и островные горы. Такого рода формы располагаются, напри¬
мер, южнее Покхары или восточнее Катманду в бассейне р. Индрамати и вблизи
Банепы-Дхуликхеля. Примечательно, что педиментные поверхности в разных "дену¬
дационных грабенах" имеют различные средние высоты и их невозможно объединить
в единый (хотя бы для срединного понижения) геоморфологический уровень.
Срединное понижение как сложный ансамбль малых впадин и разновысотных
тектонических ступеней лучше всего проявлен в районе бассейнов рр. Трисули
и Кали-Гандак (рис. 1). На профилях (рис. 3, п. И—IV) можно видеть, что в составе
срединного понижения наряду с пониженными ступенями и понижениями-блокораз-
делами существенно значение высоких изолированных горных массивов-горстов,
абсолютные высоты которых превышают таковые у Махабхарата. Но при этом
происходит и увеличение высот цокольной (базисной) поверхности.
Тектонический рельеф срединного понижения западнее и восточнее 86° в.д. резко
различен. Все, что говорилось выше, более всего относится к центральной и западной
частям Непала. Восточнее 86° в.д. между Высокими Гималаями и Махабхаратом пре¬
имущественно располагается единообразный и достаточно крутой скат тектони¬
ческого рельефа, на юге ограниченный продольной долиной-грабеном Сун-Коси.
Этот скат продолжается на восток за долину Аруна, где главный элемент Низких
Гималаев - хребет Махабхарат исчезает и, таким образом, сам скат выходит к бровке
уступа гималайского фронта (рис. 1).
Возникает вопрос: в какой мере этот скат тектонического рельефа под Высокими
Гималаями может быть отнесен к срединному понижению, когда ясным морфо¬
логическим элементом последнего здесь остается только продольная долина р. Сун-
Коси? Следует учитывать, что перепад высот на скате находится в интервале от 4000-
4500 и 1800-2000 м. Или этот скат является уже своеобразным "предгорьем", а вернее
пьедесталом Высоких Гималаев? Взгляд на геологическую карту [3] не помогает
выработать определенное решение. Можно лишь увидеть, что западнее Катманду
значительная площадь верхнего аллохтона эродирована и от него сохранились
крупные эрозионные останцы. А восточнее в верхней аллохтонной пластине выра¬
ботаны крупные эрозионные окна.
Впрочем, при сопоставлении карты тектонического рельефа с геологической
структурой напрашивается и третье решение, если учесть, что элементы наклонного
на юг ската под Высокими Гималаями наблюдаются и на правобережье р. Трисули и
западнее долины Кали-Гандака. Каково же это решение? Учитывая лобообразный
характер ската под южным фасом Высоких Гималаев, можно говорить, что он
представляет собой морфологическое выражение крупного флексурообразного изги¬
ба верхней и нижней аллохтонных пластин, в подошве которого происходит вы¬
давливание синклинальных ядер (хр. Махабхарат). Мы должны полагать, что
в Гималаях наряду с тектоническим скучиванием надвиговых пластин и клиньев про¬
исходят молодые деформации и иного рода, тем более что указанный скат, возможно,
является частным элементом крупномасштабной деформации, охватывающей все
Гималаи и выраженной в первую очередь свойственным им высочайшим на Земле
скатом цокольной поверхности с перепадом высот до 4500 м и более (рис. 2). Этот
парагенез ската под Высокими Гималаями и ската цокольной поверхности особенно
нагляден на профилях (рис. 3), и именно в пределах его наблюдаются крупные
деформации речных террас [9, 10, 12].
Характерными элементами ската являются схождения рек к его подошве под
острым углом, что создает боковые гребни клиновидной формы. На одном из них
восточнее Чарикота в междуречье Тама-Кости и Ликху-Кхола наблюдается система
наклонных на юг куэстоподобных грив - характерный элемент приповерхностных
флексур или моноклиналей в ансамблях складчатых гор альпийских орогенов.
Вообще следует заметить, что в пределах ската под фасом Высоких Гималаев
междуречные массивы обладают заметным наклоном на юг, типичными примерами
44

являются массивы гор Калинчоку и другие вокруг Чарикота под южным фасом
Ролвалин Гимала.
Центральная часть рассматриваемого горного сооружения - Высокие Гималаи -
также представляют собой сложную группировку неотектонических форм. Главные
их элементы - это система высочайших горных массивов ("гималов") и располо¬
женные вокруг них высокие тектонические ступени, как бы служащие пьедесталом
первых (рис. 3). Части пьедестальных ступеней (или ступени), если говорить о Высо¬
ких Гималаях в целом, имеют различную морфологию севернее и южнее высочайших
выступов гималов. На юге пьедестальные ступени узкие и ограничены уступами
Высоких Гималаев (до 3000 м и более) - это как бы второй (внутренний) гималайский
уступ, или фронт. Характерная его особенность - овальные в плане выступы на юг
перед гималами, разделенные поперечными блокораздельными проходами (рис. 1).
В Центральном и Западном Непале волнистая линия внутреннего гималайского
фронта в общем совпадает с позицией Главного Центрального надвига, как она
показана на геологической карте [3]. На востоке это совпадение частичное - только
на участке северного ограничения эрозионного окна в верхнем аллохтоне в бассейне
р. Сун-Коси. На остальной же своей протяженности внутренний гималайский уступ
показывает положение молодой (четвертичной) новообразованной ветви Главного
Центрального надвига.
Северные части пьедестальной ступени представляют собой преимущественно
наклонные на север блоки, сменяемые в подошве Высоких Гималаев пьедестальными
пологонаклонными широкими предгорными равнинами. Последние особенно хорошо
выражены севернее массивов Канченджанги и Дхаулагири. Наклонные блоки север¬
ной части пьедестальной ступени собственно Высоких Гималаев часто составляют
куэстоподобные композиции, например севернее Кхумбу Гимала (группа Чо-Ойю,
Эвереста и Макалу), а наиболее высокие из них как бы незаметно становятся высо¬
чайшими выступами собственно гималов. В Кхумбу Гимале северная часть пьеде¬
стальной ступени входит в состав центрального поднятия Высоких Гималаев (рис. 5).
Природа этого явления определенно связана с особенностями молодой тектоники
центральных выступов-гималов.
Главные особенности морфологии высочайших гималайских выступов заклю¬
чаются в следующем. Во-первых, гималы имеют высокие и крутые южные склоны-
стенки, на краях изгибающиеся к северу, что указывает на северное падение ограни¬
чивающих их молодых сместителей (рис. 5). Примером могут служить южные стенки
массивов Чо-Ойю и Эвереста (южный прямолинейный склон Лхоцзе и Нупцзе, рис. 6).
Наблюдения на южных стенках Макалу и Эвереста показали [16,17], что они связаны
с падающими на север надвигами, причем стенки срыва приурочены к ограничениям
межформационных пластиноподобных тел миоценовых турмалиновых двуслюдяных
гранитов либо к поверхностям несогласия или напластования. Подобная ситуация
обычна для Высоких Гималаев [3].
Вторая особенность гималов - их общий наклон на север, часто согласный с зале¬
ганием слагающих их пород пассивной континентальной окраины Тетиса [1]. Это
позволяет полагать, что гималы представляют собой наклонно выдвинутые на юг
пластины, ограниченные сместителями - виргациями по восстанию Главного Цен¬
трального надвига над бровкой лобообразного фронта его новейшего аллохтона.
Возможно, некоторые блоки гималов вообще представляют собой выжатые клинья,
в рельефе выраженные узкими и протяженными горными массивами либо сопровож¬
дающие южные стенки гималов (Чо-Ойю и Эверест), либо вообще их составляющие,
как, например, Макалу (рис. 5). Можно полагать, что фронтальная часть новейшего
сместителя Главного Центрального надвига представляет собой сложную систему
листрических надвигов, широко использующих пологонаклонные стратиграфические
или межформационные контакты.
Тибетские Гималаи, или Трансгималаи, в рассматриваемом регионе сильно измен¬
чивы по простиранию. Между 84° и 88° в.д. в морфологической структуре преобла-
45

Рис. 5. Геоморфологическая ситуация севернее Эвереста и Канченджанги по дешифрированию
космоснимка
Поднятия - гималы: 1 - их южные фронтальные стенки, 2 - линейные горсты, 3 - северные покатые
крылья, 4 - пьедестальная ступень Высоких Гималаев; 5 - участки со сложной сетью скелетных
междуречий - выходы гранитных массивов; ступени в Трансгималаях: 6 - высокие, 7 - низкие; 8 - наклон¬
ные поверхности; 9 - впадины; 10 - крупные конусы выноса; 11 - предгорные пологонаклонные равнины;
12 - узкие горные массивы типа шовных горстов; 13 - узкие моноклинальные гряды; 14 - разломы, в том
числе 15 - сбросовые уступы; 16- моноклинальные гривы
дают наклонные на север куэстообразные хребты и горные массивы (рис. 7), в общем
подобные наклонным блокам северной части пьедестальной ступени Высоких Гима¬
лаев. Согласованность их морфологии с залеганием осадочных комплексов Тетиса,
перекрывающих погруженную окраину Индостанского кратона, говорит скорее
о том, что эти поднятия, возможно, представляют собой выдвинутые на юг моно¬
клинальные пластины. Этому выдвижению в условиях тектонического скучивания
способствовало наличие обращенного на север тылового контрфорса в виде струк¬
турного шва Цангпо-Инда.
46

Рис. 6, Южные фронтальные стенки поднятий - гималов в Высоких Гималаях: Лангтанга (7), Чо-Ойю (2), Эвереста (3) и
Канченджанги (4)
Рисунки по фотографиям

Рис. 7. Виды Трансгималаев у дороги из Катманду в Лхасу. Рисунки по фотографиям
Восточнее 88° в.д. к куэстоподобным поднятиям в Трансгималаях добавляются
сводовые формы с хороню выраженными плавными периклиналями. Судя по резуль¬
татам дешифрирования космических снимков и геологической карте [2], в централь¬
ных частях этих поднятий залегают крупные гранитные интрузии, испытывающие
автономные воздымания ("всплывание"), для чего их вертикальные размеры должны
составлять не менее 12-15 км (а фактически до раздела Конрада), также им
необходима монолитность, как геологических тел. Если наши соображения верны, то
на таких участках литосфера Трансгималаев тектонически не расслоена на глубину до
раздела Конрада. К тому же наклонные блоки распространены либо в южной полосе
этой части Трансгималаев, либо вблизи контрфорса Цангпо-Индской сутуры (струк¬
турного шва). Западнее 84° в.д. Трансгималаи практически редуцируются или сме¬
няются пологонаклонным на север скатом, частично представляющим предгорные
(пьедестальные) наклонные равнины (рис. 1).
Цангпо-Индский структурный шов в тектоническом рельефе также лучше всего
выражен на востоке от 84° в.д. Главные его элементы - это узкие продольные
долины-грабены, или впадины, вдоль р. Цангпо и ее притоков и располагающиеся
между нами линейные горсты, или глыбовые поднятия. Детальная их характеристика
выходит за рамки нашей статьи, как, впрочем, и тектонического рельефа Южного
Тибета, где господствуют крупные поднятия в основном прямоугольной формы
и меньшие по размерам преимущественно вытянутые межгорные впадины. Если
взглянуть на север за рамки представленной карты тектонического рельефа (рис. 1),
то видно существенное значение систем субмеридиональных впадин и сопровож¬
дающих их поднятий, во-первых, как бы наложенных на субширотную ориентировку
большей части форм тектонического рельефа и, во-вторых, явно продолжающих на
север основные поперечные гималайские проходы, разделяющие это горное
сооружение по простиранию на отдельные секции, каждой из которых свойственны
свои особенности новейшей структуры.
В Непальских Гималаях крупнейшими поперечными проходами являются Мустан¬
га, Трисули-Багмати и Арун. В той или иной мере они пересекают все горное соору¬
жение, хотя иногда и прерываются по простиранию. Арунский проход наиболее
хорошо выражен и рассекает Гималаи в виде сложно устроенного понижения текто¬
нического рельефа, в которое дополнительно врезана долина одноименной реки. И на
карте тектонического рельефа (рис. 1), и на космоснимках (рис. 5) видна сложная
48

Рис. 8. Впадина Мустанга с инверсионно поднятым и расчлененным днищем и сопровождающее ее поднятие
Мустанг Гимала на заднем плане
Рисунок по фотографии
Рис. 9. Поперечный проход (показан стрелкой) в Высоких Гималаях между Лангтангом (слева) и Ролвалин
Гималом (справа), освоенный долиной р. Бхоте-Коси (вид с юга)
система линеаментов, пересекающая Гималаи и структурный шов Цангпо-Инда и
простирающаяся далее на север в Южный Тибет. На геологической карте [3] вдоль
Аруна на его пересечении Гималаев показано крупное эрозионное окно в верхнем
аллохтоне, однако геоморфологическая ситуация говорит о том, что это весьма упро¬
щенное представление о действительном характере Арунского поперечного линеа-
мента. В его состав входит своеобразное поднятие треугольной формы в виде комби¬
нации тектонической ступени и наклонного горста. Позиция поднятия такова, что оно
также может быть отнесено к Высоким, или к Тибетским Гималаям; на рис. 5
показано последнее решение. Точно такие же формы сопровождают и поперечные
проходы Мустанга и Трисули-Багмати. Первый из них примечателен тем, что в север¬
ной части он представляет собой поперечную впадину, выполненную неогеновыми
отложениями, днище которой инверсионно поднято и подвергалось эрозионному
расчленению (рис. 8).
Оба указанных выше поперечных прохода хорошо выражены в Трансгималаях
и в Высоких Гималаях. Проход Мустанга теряется в Махабхарате, а проход Трисули-
Багмати слабо выражен севернее долины Катманду. Зато Махабхарат он пересекает
в форме широкого понижения со ступенчатым восточным крылом; эта ситуация
хорошо видна из долины Катманду.
Тот факт, что поперечные проходы пересекают Гималаи и продолжаются в Тибет,
указывает, что эти формы имеют глубинную природу, и разломы, их составляющие,
определенно рассекают гималайские аллохтоны. Но в Гималаях можно наблюдать
много поперечных линеаментов и меньшей протяженности. В Высоких Гималаях они
в виде сквозных понижений разделяют отдельные поднятия - гималы (рис. 9) и, види¬
мо, возникают в верхнем аллохтоне под влиянием его дифференцированного переме¬
щения на юг.
49

Восточнее Арунского прохода в тектоническом рельефе Гималаев становится
существенным значение линеаментов северо-восточного простирания, нередко косо
рассекающих все горное сооружение. По-видимому, эти разломы связаны с таковыми
Индостанского щита, например, наблюдаемыми на его северном склоне в виде сопря¬
женных линейных понижений и узких горстов, погружающихся под осадки Индо-
Гангского передового прогиба южнее Аллахабада и Варанаси и являющихся продол¬
жением рифта Нармада [22].
Цокольная поверхность Непальских Гималаев
Общая морфология цокольной (базисной) поверхности Гималаев однообразна -
это крупнейший на Земле крутой скат, располагающийся в интервале высот от 100-
300 и до 5000 м (рис. 2). Гималаи не играют сколько-нибудь заметную водораздельную
роль. Главный водораздел в этом регионе располагается в Южном Тибете, но его
позиция не выражена в рельефе цокольной поверхности: линия водораздела
приурочена к ее пологим скатам. Все это говорит о крайней молодости деформаций,
создавших Гималаи и Тибет как высочайшие горные сооружения. При этом
максимальные градиенты ската цокольной поверхности свойственны полосе Высоких
Гималаев (рис. 2).
На поперечных профилях хорошо видны детали морфологии цокольной
поверхности в Гималаях и Южном Тибете и их соотношения с тектоническим
рельефом (рис. 2, 3). В Тибете мы видим постепенное снижение цоколя гор к долине
р. Цангпо. Южнее располагается ступень, соответствующая Трансгималаям и затем
крутой скат в Высоких Гималаях. В Низких Гималаях наклон цоколя гор
выполаживается, а в Сивалике базисная поверхность принимает практически
горизонтальное положение. Следует обратить внимание на структурный мыс
цокольной поверхности в Трансгималаях восточнее 88° в.д., где появляются сводовые
изгибы, не является ли это тоже следствием насыщенности литосферы породами
малой плотности?
В морфологии цокольной поверхности Гималаев важны две особенности. Первая -
это крутой ее скат в Высоких Гималаях, который, как выше сказано, можно интер¬
претировать как результат общей флексурообразной фронтальной деформации гима¬
лайских аллохтонов во время становления горного сооружения. Вторая особенность -
это наличие общих волнообразных изгибов ската цокольной поверхности вдоль
горного сооружения. Видимо, это является указанием на существование своеобразных
продольных "волн деформаций", которые и определяют деление Гималаев на секции,
разграниченные поперечными линеаментными проходами. Это явление еще требует
своего осмысления.
Важно еще одно обстоятельство. Столь высокий и крутой скат цоколя гор в Гима-
лях сам по себе должен обладать существенной гео динамической ролью. Определенно
он обусловливает гравитационную неустойчивость верхних частей литосферы,
и потому мы должны ожидать отражения в морфотектонике и молодой геодинамике
этого горного сооружения структурных следствий гравитационной тектоники в духе
представлений Р. ван Бемелена [23], в особенности в южной, фронтальной части
Гималаев.
Морфогеодинамика Гималаев
Традиционное представление о молодой геодинамике Внутренней Азии - это
сближение литосферных плит, формирование полосы их внутриконтинентальной
коллизии и поддвиг Индостанского субконтинента под Тибет-Гималаи [24]. Броскость
и привлекательность этой гипотезы как бы затуманивает одно обстоятельство - не¬
соответствие причины и следствия, ибо перемещающийся на север Индостанский
субконтинент создает значительно превышающую его по размерам коллизионную
систему. К тому же положение очагов глубокофокусных землетрясений в Тибет-
Гималайском регионе и его окружении [25-28] никак не указывает на субдукцию
50

Индостанского субконтинента под Гималаи. Следовательно, необходим поиск иных
решений, создания других геодинамических моделей. Каковы же они могут быть?
Эту ситуацию я рассматриваю в специальной статье и здесь уместно упомянуть
о главном в ней выводе: во Внутренней Азии взаимодействуют не литосферные
плиты (вернее их взаимодействие есть частный случай общего), а крупные короман¬
тийные блоки или сектора Земли с вертикальными размерами более 1000 км и сло¬
женные породами повышенной плотности - в рельефе поверхности геоида они выра¬
жены Индоокеанско-Азиатской полосой понижений поверхности геопотенциала. На
этом общем фоне разыгрывается многогранный "спектакль" гималайской орогении,
главными особенностями которой являются:
1)	общая неизостатическая природа воздыманий, отсутствие единого цокольного
поднятия, обстановка поперечного горизонтального сжатия в условиях сближения ги¬
гантских коромантийных блоков, тектонического расслоения и скучивания лито¬
сферы;
2)	одновременное перемещение нескольких надвиговых пластин, доэрозионная
и синэрозионная фазы их смещений, складчатые деформации аллохтонов между (?)
этими фазами, большое распространение послойных перемещений моноклинальных
пластин;
3)	поддвиг Индостанского субконтинента и формирование внутриконтиненталь-
ного Сиваликского аккереционного клина;
4)	контрфорс Цангпо-Индского структурного шва (сутуры), перед которым проис¬
ходит скучивание аллохтонных пластин и клиньев дробящейся окраины кратона;
5)	гравитационная неустойчивость верхней части литосферы на крутом и высоком
скате цоколя гор;
6)	автономные воздымания ("всплывания") гранитных массивов в Трансгималаях.
Во всем этом Цангпо-Индский структурный шов имеет особенное значение. Он
разделяет систему внутриконтинентальной коллизии коромантийных секторов Земли
на две неравные части с различным стилем морфотектоники. Гималайская ситуация
северней структурного шва не повторяется. Здесь располагается во многом еще зага¬
дочный во всех отношениях Тибет и далее на север системы так называемых
"гобийских" гор (по Н.А. Флоренсову [29]) от Алтынтага до Русского Алтая и Тувы.
Гималаи, конечно, являются уникальным на Земле горным сооружением, но тем не
менее и по отношению к ним возможны геодинамические сопоставления с другими
регионами, и в первую очередь с Загросом, имеющим сходную позицию.
И Гималаи, и Загрос составляют южные крылья частей Средиземноморского
молодого подвижного пояса [19] и располагаются севернее соответственно Индостан¬
ского и Аравийского субконтинентов, перемещающихся также на север. Сходны их
геологические структуры: опущенные края кратонов, перекрытые толщами длитель¬
но формировавшихся комплексов пассивных континентальных окраин и северные их
ограничения в форме сутур. Но Гималаи высоко подняты, и в них на поверхность
выведены породы фундамента. Обусловлено это тем, что амплитуда перемещения
Индостанского субконтинента на север превышает таковую Аравийского субкон¬
тинента примерно на 1000 км. И в этой ситуации главное то, что, сравнивая молодую
орогению Гималаев и Загроса, мы, в сущности, имеем возможность наблюдать
единый процесс тектонического скучивания литосферы в разных эрозионных срезах:
приповерхностная складчатость в комплексе соленосных отложений пассивной
континентальной окраины в Загросе и тектоническое скучивание посредством
одновременно перемещающихся аллохтонных пластин и клиньев на инверсионно
поднятом краю кратона в Гималаях.
Другое направление для сопоставлений обусловлено существенным морфологи¬
ческим сходством Гималаев, во-первых, с Южноамериканскими Андами (оно как бы
переходит в сходство Тибета и Альтиплано) и, во-вторых, с поднятиями островных
дуг. Столь разнонаправленные структурные и морфологические параллели указыва¬
ют на весьма сложную природу гималайской орогении.
51

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Гансер А. Геология Гималаев. М.: Мир, 1967. 252 с.
2.	Геологическая карта Китая. М-б 1:5000000. Пекин: Геол. изд-во, 1990. (На кит. яз.).
3.	Geological Map of Nepal. Scale 1:1000000. Kathmandu: 1994.
4.	De Celles P.G., Gehrels G.E., Quade J. et al. Neogene foreland basin deposits, erosional unroofing, and the
Kinematik history of the Himalayan fold-thrust belt, western // Geol. Soc. Amer. Bull. 1998. V. 110. № 1.
P. 2-21.
5.	Saklani P.S. Deformation and Tectonism of Mukhem Area, Lesser Himalaya. Tectonic Geol. of the Himalaya. New
Dehli: Today and Tomorrow's Printers & Publishem, 1978. P. 15—42.
6.	Valdiya K.S. Geology of Kumaun Lesser Himalaya. Dehradun: Wadia Inst. Himalayan geology, 1980. 291 p.
7.	Iwata S.H., Sharma T., Yamanaka H. A premilinary report on geomorphology of Central Nepal and Himalayan
Uplift // J. Nepal Geol. Soc. 1984. V. 4. P. 141-149.
8.	Kimura K. Late Quetemary Morphotectonics of the Hetauda Dun Nepal Sub Himalaua // J. Nepal Geol. Soc. 1995.
V. 11. Special issue. P. 225-235.
9.	Kizaki K. Recent Tectonics in Nepal Himalayas; A. Syntesis // J. Nepal Geol. Soc. 1995. V. 11. Special issue.
P. 131-140.
10.	Mezaki Sh., Yabiku M. Channel Morphology of the Kali Gandaki and the Narayani rivers in Central Nepal //
J. Nepal Geol. Soc. 1984. V. 4. Special issue. P. 161-176.
11.	Nakata T., Iwate Sh., Yamanaka H. Tectonic landforms of several active faults in Western Nepal Himalayas //
J. Nepal Geol. Soc. 1984. V. 4. P. 177-200.
12.	Yamanaka H., Iwata Sh. River terraces along the Middle Kali Gandaki and Marsyadi Khola Central Nepal //
J. Nepal Geol. Soc. 1982. V. 2. P. 95-111.
13.	Yoshida M., Arita K. On the Siwalics observed along some routes in Central Nepal I I J. Nepal Geol. Soc. 1982. V. 2.
P. 59-66.
14.	Mugnier J.-L., Mascle G., Faucher Th. La structure des Siwaliks de l'Ouest Nepal: un prisme d'accretion
intracontinental // Bull. Soc. Geol France. 1992. V. 163. № 5. P. 585-595.
15.	Seeber L., Gornitz V. River profiles along the Himalayan arc as indicators of active tectonics // Tectoniphysics.
1983. V. 92. P. 335-367.
16.	Jaros J., Kalvoda J. Geological Results of the Czechoslovak Makalu Expedition // Himalauan Geol. 1976.
P.176-196.
17.	Javos J., Kalvoda J. Quaternary Relief Trusts in the Himalaya, East Nepal // Tectonic Geology of the Himalaya.
New Dehli: Today and Tomorrow's Printers & Publishers. 1978. P. 167-219.
18.	Kalvoda J. Geomorphological Record of the Quaternary Orogeny in the Himalaya and the Kara-Koram.
Amsterdam: Elsevier, 1992. 360 p.
19.	Хайн B.E. Региональная геотектоника. Альпийский Средиземноморский пояс. М.: Недра, 1984. 344 с.
20.	Bashyal R., Delcaillau В., Herail G., Mascle G. Thrusting and Orogenesis: The Himalayan Front in Central Nepal //
J. Nepal Geol. Soc. 1989. V. 6. P. 1-9.
21.	Saijo K., Kimura K., Dongol G. et al. Tamatsubara T., Yagi H. Active Faults in Southwestern Katmandu Basin,
Central Nepal // J. Nepal Geol. Socl. 1995. V. 11. Special issue. P. 217-224.
22.	Virdi N.S. On the geodynamic significance of megalineaments in the Outer and Lesser regions of Western
Himalay // Himalayan Geology. Dehra Dun: Wadia Institute Himalayan Geol. 1979. V. 9. Part 1. P. 79-99.
23.	Беммелен Р.ван. Горообразование. M.: Изд-во иностр. лит., 1956. 104 с.
24.	Molnaz Р., Tapponnier Р. Cenozoic Tectonics of Asia: Effects of a Continental Collision // Science. 1975.
V. 189. P. 419-^126.
25.	Горшков Г.П. Изучая землетрясения // Природа. 1968. № 1. С. 33-39.
26.	Choubey V.D., Lallenmawia Н. The structural Evolution of North-Eastern Himalayan zone with special reference to
Mizoram Region // Himalayan Mountain Building. New Dehli: Today and Tomorrow's Printers & Publishers, 1989.
P. 147-162.
27.	Gupta H.K. Some seismological observations and tectonics from Hindu Kush to Burma region // Himalayan
Geology. Dehli: Wadia Inst. Himalayan Geol. 1974. V. 4. P. 465-480.
28.	Lithospheric Dynamics Atlas of China // Chief Ed. Ma Xingyuan. Beijing, China: Cartographic Publishing House,
1989.
29.	Флоренсов H.A. К проблеме механизма горообразования во Внутренней Азии // Геотектоника. 1965.
№4. С. 3-14.
ИЗК СО РАН, Иркутск	Поступила в редакцию
24.10.2000
52

TECTONIC RELIEF OF THE NEPALIAN HIMALAYA
G.F. UFIMTSEV
Summary
Tectonic relief of the Nepalian Himalaya is characterizes in comparison with its geologic structure. The origin of the
mountain system of Himalaya - the largest orogene - is determined by several geodynamic factors, of which the
interaction of lithosphere blocks in the Indo-Asian segment of the Earth is the main.
УДК 551.435.38(235.243)
©2000 г. Ю.В. ЕФРЕМОВ
НЕКОТОРЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ОЗЕРНЫХ
КОТЛОВИН В НЕПАЛЬСКИХ ГИМАЛАЯХ
Происхождение, распространение и динамика озерных водоемов в Гималях в оте¬
чественной литературе ранее не рассматривались. Исследование озер в Непальских
Гималаях проводится эпизодически отдельными экспедициями с целью выделения
среди них потенциально опасных прорывных ледниковых водоемов [1-4]. Известно,
что некоторые ледниковые озера прорывались и их водные массы формировали
катастрофические селевые паводки [4]. Яркий пример тому - прорыв озерного во¬
доема, примыкающего к леднику Лангмоче в бассейне р. Дуд-Коси (Центральные Ги¬
малаи) в 1985 г. При этом сформировался катастрофический селевой паводок, став¬
ший причиной разрушения гидроэлектростанции вблизи села Тама (Соло-Кхумбу), не¬
которых домов, смыва части трекинговой тропы и уничтожения сельскохозяй¬
ственных полей [5].
В данной работе рассматриваются закономерности формирования озерных
котловин средне- и высокогорной частей Центральных и Восточных Гималаев
в пределах королевства Непал. За основу приняты материалы полевых исследований
автора в 1998-99 гг. и анализ топокарт м-ба 1 : 50000, составленных по аэрофотосним¬
кам 1992 г. и изданных Департаментом геологии и геоморфологии Его королевского
величества правительства Непал при содействии правительства Финляндии.
На рассматриваемой территории на 1999 г. учтено 667 озерных водоемов общей
площадью 414.2 км2 (без учета временных водоемов, расположенных на ледниках
и кратковременно возникающих при лавинно-селевой деятельности). При этом
следует отметить, что количество ледниковых озер и их суммарная площадь могут
изменяться в ту или иную сторону в зависимости от колебания положения конца
языка. Большая часть озер имеет площадь от 0.01 до 0.05 км2 (55.4% от общего
количества и 1.7% от площади водной поверхности).
Наряду с малыми водоемами встречаются и более крупные озера на северном
склоне Гималаев (Южный Тибет): Пельку-Чо (265 км2), Соло-Чамлинг (58.8 км2),
Хару-Очен (21.6 км2), на южном склоне Гималаев это Чо-Ролпа (1.39 км2), Ческам
(0.82 км2), Имджа-Чо (0.76 км2).
Формы озерных котловин очень разнообразны. Для изучения их морфологии
использовались некоторые батиметрические планы наиболее хорошо изученных
прорывоопасных озер, а также морфометрические показатели, прочно вошедшие
в практику озерных исследований [6]. К их числу относятся: отношение длины озера
к его средней ширине (1 /Вср) - удлиненность, отношение средней ширины к наи¬
большей (2?ср/Вмах) - компактность, отношение длины береговой линии к длине
окружности равновеликого озеру круга (0.28 L/Vc) - развитие береговой линии.
53

Проведенный анализ позволяет разделить озера Гималаев на две категории. К пер¬
вой относятся озерные водоемы округлой и овальной формы (каровые, малые
обвально-запрудные и лавинного выбивания), ко второй - крупные обвально-запруд-
ные тектонические и моренно-запрудные, подпруженные ледниками. Большинство
озер относится к первой категории с показателями: удлиненности (или вытянутости) -
1.0-5.0, компактности - 0.6-0.8. Озера второй группы отличаются большей
вытянутостью (0.5) и меньшими показателями компактности (> 0.45) и развития
береговой линии (1.1-1.5).
Морфометрические показатели, характеризующие форму озерных котловин по
вертикали, мало известны, поскольку измерение глубин, за исключением нескольких
крупных приледниковых озер (Чо-Ролпа - 131 м, Нижний Барун - 109 м, Хулаги -
81 м), не проводилось.
Форма озерной котловины определяется факторами (процессами) их формиро¬
вания: тектоническими, гравитационными и ледниковыми. Рассмотрим каждый из них
в отдельности.
Тектонические движения в пределах горной системы Гималаев очень контрастны
(их интенсивность достигает 10-15 мм/год [7]). Механизм формирования тектоничес¬
ких озерных котловин мало исследован. Можно предположить, что некоторые озера
возникли в результате отрицательно направленных движений в пределах межгорных
котловин в Южном Тибете (озера Пельку-Чо, Соло-Чамлинг, Хару-Очен и др.),
а также на южных склонах Западных Гималаев в районе г. Покхара (Бегнас, Рупал.
Хаете и др.) [8].
Гравитационные процессы. Формирование некоторых озер связано с неустойчивым
состоянием склонов, возникновением обвалов и последующим подпруживанием
речных русел. В этих случаях ’’спусковым крючком” являются землетрясения,
ливневые осадки, таяние ледников, срыв снежных лавин и ледниковых обвалов.
Например, в результате прорыва крупного ледникового озера примерно 700 лет назад
в верховьях р. Сети-Кхола под восточным склоном г. Мачахпачури (6993 м)
образовался мощный селевой поток. Селевые отложения объемом несколько млн. м3
подпрудили р. Харпан-Кхола (в районе современного г. Покхара) и стали причиной
возникновения озера Фева площадью около 7.0 км2.
Обвально-запрудные озера в высокогорной части Гималаев - достаточно редкое
явление (0.9% от общего числа озер), что обусловлено морфологическими
особенностями речных долин (глубоких и узких с отвесными склонами). В них
довольно часто оползают и обрушиваются склоны, но возникающие плотины в руслах
рек быстро размываются водными потоками. К числу запрудных озер следует отнести
Курихом, Соло-Кхола, Сауна-Покхари и др. в бассейнах рр. Арун и Барун.
В высокогорной зоне широко распространены гляциальные озера (91.9% от
общего числа). Появление озер обычно связывают с деградацией оледенения, когда
среди мощных толщ мореных отложений остаются значительные массы погребенных
льдов. Находясь под чехлом обломочного материала, эти льды тают значительно
медленнее, чем языки ледников, и при их вытаивании происходит просадка мореных
отложений, что и обусловливает озерообразование. Кроме того, возникновению
новых озер способствуют различные пластичные подвижки погребенных льдов,
вызывающие появление на поверхности морен разломов и трещин, заполняемых
в летнее время водой. Ванны озер постоянно подвергаются воздействию термокар¬
стовых процессов, а также механической и термической деятельности водных
потоков.
Чем крупнее ледник, тем более мощные мореные отложения он формирует
в период деградации оледенения, и, следовательно, возникают большие по площади
приледниковые озера. Одним из главных условий их возникновения является наличие
фронтальных морен у концов ледников.
В Гималаях образование ледниковых озер происходит двумя путями. Первый -
постепенное таяние перекрытого мореной ледника и образование наледникового во-
54

Рис. 1. Схема развития приледникового моренно-запрудного озера
Стадии развития: I - возникновение мелких водоемов на поверхности ледника, II - протаивание ледника и
возникновение наледникового озера, III - протаивание ледника до каменного ложа и образование прилед¬
никового озера, IV - стабилизация размеров озера и начало его деградации. 1 - конечная морена, 2 - озеро,
3 - поверхность ледника, покрытая мореной, 4 - мертвый лед, 5 - каменное ложе
доема на конце его языка (рис. 1). Так возникли многие фронтальные приледниковые
водоемы (например, Имджа, Чо-Ролпа и др.). Во втором случае происходит отчле-
нение бокового притока от основного долинного ледника и постепенное заполнение
возникшей части талыми водами (например, оз. Токио в районе ледника Нгозумба
(рис. 2, 3).
Значительно реже в рассматриваемом районе подпрудные озерные водоемы возни¬
кают в результате наступания ледника, когда его подпруживает речной поток (напри¬
мер, оз. Чола-Чо) (рис. 3).
Дальнейшее развитие возникших озерных водоемов зависит от многих обстоя¬
тельств, среди которых главными являются режим ледника (активная или пассивная
фазы), интенсивность экзогенных процессов, гидрологические режимы водных пото¬
ков, впадающих в озерные водоемы, геологические и геоморфологические особеннос¬
ти подстилающей ледник поверхности.
Увеличение водоема в ширину ограничено боковыми моренами, расстояние меж¬
ду ними у гималайских ледников не превышает 200-500 м. Углубление водоема
будет происходить до тех пор, пока в ложе озерной ванны не растает весь лед
(рис. 1).
Возраст большинства ледниковых озер исчисляется десятками и реже сотнями лет.
Все крупные приледниковые водоемы возникли в последние 30-40 лет. Например,
оз. Имджа под южной стеной Лхоцзе возникло в 1965 г., Нижний Барун - в 1960 г.,
Имджа - в 1967 г., Чо-Ролпа - в 1955 г. [4].
55

Рис. 2. Схема ледников и озер в истоках р. Дуд-Коси-Нади (район Соло-Кхумбу)
1 - современные ледники, 2 - ледопады, 3 - кары, 4 - ригели, 5 - боковые морены, 6 - конечные морены,
7 - современные озера, 8 - населенные пункты, 9 - останцы
56

Рис. 3. Ледник Нгозумба и озеро Токио, возникшие при отчленении
боковых ледников
(Фото Ю.В. Ефремова 24.10.99 г.)
Рис. 4. Озеро Чола-Чо, возникшее при иодируживании долинным ледником
(Фото Ю.В. Ефремова 23.10.99 г.)
57

Рис. 5. Современное оледенение и ледниковые формы рельефа в районе горы Эверест (8848 м)
Уел. обозначения см. рис. 2
Приледниковые озера постоянно меняются в своих размерах. На первоначальной
стадии роста они удлиняются на 50-100 м/год: например, по данным полевых иссле¬
дований в 1993-1995 гг., оз. Чо-Ролпа увеличивается по длине в среднем на 70 м/год [9,
10]. По нашим данным, оз. Имджа с 1992 г. до 1999 г. увеличилось по длине почти
вдвое, площадь его возросла с 0.47 в 1988 г. до 0.78 км2 в 1999 г. (рис. 5). Деградация
ледниковых озер может происходить постепенно (в случае заполнения котловины
рыхлыми отложениями) и очень быстро (при прорыве озерной плотины).
Механизм прорыва приледниковых озер достаточно подробно освещен в работах
Ю.Б. Виноградова [11], И.Д. Айвса [4] и др. Как справедливо отмечает К. Стоун [12],
он, однако, все еще является предметом дискуссии. Поэтому в данной работе отметим
лишь некоторые аспекты, связанные с потенциальной опасностью прорыва таких
озер в Непальских Гималаях.
58

Потенциально опасные ледниковые озера в Непальских Гималаях
Название озера
Речной бассейн
Координаты
Высота над
Площадь, км2
Объем воды,
у.м., м
млн. м3
Сабайн-Чо
Дуд-Коси
27°45'с.ш.
4465
0.5
(Хинку-Кхола)
86°55' в.д.
Дуд-Кунд
27°4Т с.ш.
86°55' в.д.
4765
0.3
Чамлан-Чо
Дуд-Коси
27°45' с.ш.
5000
0.64
(Хунку-Кхола)
86°58' в.д.
Ческам-Чо
27°47' с.ш.
86°58'в.д.
5214
0.82
Имджа
Дуд-Коси
27°59' с.ш.
86°56' в.д.
5010
0.75
28.0
Дуво
27°53' с.ш.
86°5Т в.д.
4680
0.06
Чола-Чо
27°55' с.ш.
86°47' в.д.
4560
0.55
Лумдинг-Чо
27°46' с.ш.
86°37' в.д.
4840
0.18
Чо-Ролпа
Тама-Коси
27°50' с.ш.
86°28' в.д.
4580
1.39
76.6
Нижний Барун
Арун
27°48' с.ш.
87°07' в.д.
4570
0.6
28.0
Тосулаги
Марсианди
28°30' с.ш.
84°30' в.д.
4146
0.76
31.8
Биренда
Бури-Гандаки
28°25' с.ш.
3570
0.44
Кунд
84°40/ в.д.
Лихну
Сун-Коси
27°45' с.ш.
86°ЗГв.д.
4080
0.1
До настоящего времени здесь не известно общее количество прорывоопасных озер.
По нашим данным, к числу таких относятся Имджа, Нижний Барун, Чо-Ролпа, Хулаги
и др. (таблица). Ранее неоднократно происходили прорывы и опорожнения озерных
водоемов в различных высокогорных районах Непала и на сопредельных территориях
с последующим формированием катастрофических селевых паводков [4, 13, 14].
По данным совместной китайско-непальской экспедиции, проведенной в 1987 г.,
прорыв озер за период с 1960 по 1995 г. происходил 13 раз, при этом некоторые из за¬
регистрированных озер прорывались по 2-3 раза. Частота прорыва ледниковых
водоемов примерно один раз в четыре года, что в целом чаще, чем проявление других
природных катастроф [4].
Таким образом, общепризнано, что водно-ледниковые катастрофы, связанные
с прорывом приледниковых водоемов, являются серьезной проблемой освоения высо¬
когорных районов Непала, поэтому дальнейшее изучение ледниковых озер является
одной из важных задач Непала.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Yamada Т. Report for first research expedition to Imja glacier lake. Kathmandu: Nepal Ministry Water and Energy
Com. Sec. 1995. 14 p.
2.	Yamada T. Glacial lakes and outburst floods in the Nepal Himalaya. Kathmandu: Yap. Intern. Coop. Agency, 1993.
37 p.
3.	Yamada T. Report on the investigation of Tsho Rolpa glacier lake, Rolwaling valley. Kathmandu: Nepal Ministry
Water Resource. Water and Energy Com. Sec. Kathmandu: Jap. Intern. Coop. Agency, 1992. 98 p.
4.	Yamada T. Glacier lake and its Outburst Flood in Nepal Himalaya. Monograph № 1. Date Center for glacier
research, Jap. Soc. Snow and Ice, 1998. 96 p.
59

5.	Ives J.D. Glacier lake outburst flood and risk engineering in the Himalaya. ICIMOD Occasional Paper. 1986. № 5.
P. 41 p.
6.	Ефремов Ю.В. Горные озера Западного Кавказа. Л.: Гидрометеоиздат, 1984. 112 с.
7.	Kalvoda J. Geomorphological Record of the Quaternary Orogeny in the Himalaya and the Karakorum. Prague,
1992. 360 p.
8.	Ives J.D., Messerli Br. The Himalayan Dilemma. L.; N.Y., 1986. 296 p.
9.	Watanabe T., Ives J.D., Hammod J. Rapid growth of a glacial lake in Khumbu Himal, Himalaya: prospects for a
catastrophic flood // Mountain research and development. 1994. V. 14. P. 329-340.
10.	Watanabe T., Kameyama S., Sato T. Imja glacier dead - ice melt rates and changes in supra-glacial lake 1989-1994.
Khumbu Himal, Nepal: danger of lake drainage // Mountain research and development. 1995. V. 15. № 4. P. 293-
300.
11.	Виноградов Ю.Б. Гляциальные прорывные паводки и селевые потоки. Л.: Гидрометеоиздат, 1977. 156 с.
12.	Stone К.Н. The Annual Empying of Lake George Alaska // Arktik. 1963. V. 16. № 1. P. 26-39.
13.	LIGG, WECS and NEA Report on first expedition to glaciers and glacier lakes in the Pumqu (Arun) and Poiqu
(Bhote Sun Koshi) river basins, Xizang (Tibet), China. Beijing. China: Science Press, 1988. P. 3-11.
14.	Xu Dooming Feng Qinghua. Dangerous glacier lakes and their outburst features in the Tibetan Himalayas //
Bulleten of glacier research. 1998. V. 12. P. 1-8.
Кубанский госуниверситет	Поступила в редакцию
01.12.2000
ТО THE ORIGIN OF LAKE BASINS IN THE NEPALIAN HIMALAYA
Ju.V. YEFREMOV
Summary
The origin of lake basins in the middle and high mountains of Central and Eastern Himalaya is under consideration.
Differentiated tectonic movements, gravitational and glacial processes are the cause of basin's formation. Special
attention is paid to the hazard of the inrush of the periglacial lakes.
60

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№4
октябрь - декабрь
2002
НАУЧНЫЕ СООБЩЕНИЯ
УДК 551.435.322(470.62)
©2002 г. Е.Н. БАДЮКОВА
ВЫСОКАЯ КАРАНГАТСКАЯ ЛАГУННО-ТРАНСГРЕССИВНАЯ ТЕРРАСА
ТАМАНСКОГО ПОЛУОСТРОВА И СЕВЕРО-ВОСТОЧНОГО ПОБЕРЕЖЬЯ
АЗОВСКОГО МОРЯ
Среди исследователей до сих пор нет единого мнения о числе и возрасте морских горизонтов
с карангатской фауной и соответствующим им гляциоэвстатических трансгрессий. Так,
П.В. Федоров [1] признает двухчленное строение карангатской толщи, возраст которой -
микулинский. Г.И. Попов [2] установил более поздний, внутривюрмский сурожский горизонт,
также характеризующийся карангатской фауной. А.Б. Островский и др. [3] выделяют еще один,
самый древний горизонт - ашейский, сопоставляя его с внутририсским временем (одинцовским
межледниковьем). А.Л. Чепалыга с соавт. [4] в карангатских отложениях Керченско-Таманской
обл. также выделяют три морских горизонта и сопоставляют их с микулинским межледни¬
ковьем. Все горизонты отложений с карангатской фауной палеонтологически однотипны, но
они коррелятны различным морским террасам, что и создает определенные трудности при
выделении разных трансгрессивных этапов.
На восточном побережье Керченского пролива террасы карангатского возраста выделяются
на основе комплексных геоморфологических, геологических, палеонтологических,
палеоботанических и геохронологических данных. Детально исследованы следующие разрезы
в обнажениях Таманского берега, где эти отложения непосредственно выходят на поверхность.
Это м. Кроткова, м. Тузла, урочище Малый Кут и основание косы Чушка. В данной статье нет
надобности описывать каждое из этих обнажений, так как этому посвящена обширная
литература [5-8 и др.]. Скажем лишь, что все авторы отмечали, что морские карангатские
отложения перекрыты мощной покровной толщей субаэральных пород, которые характе¬
ризуются различной степенью сложности строения. Это желто-бурые и желто-серые лёссовид¬
ные суглинки с темными прослоями ископаемых почв болотного типа [7].
Во время полевых исследований в 2000 г. мы имели возможность ознакомиться как с этими,
так и с рядом других обнажений на Таманском п-ове (рис. 1). Км. Тузла приурочена террасо¬
видная поверхность с высотами от 20 до 15 м, имеющая слабый уклон в сторону моря. С морис¬
той стороны выработан клиф высотой до 15 м, где вскрываются залегающие на морских
карангатских отложениях лёссовидные суглинки, мощность которых 7-10 м. В нижней части
толщи суглинков отмечается довольно четко выраженная слоистость, которая выше по разрезу
за счет склоновых процессов ("затекание” склона и образование своеобразной плотной
корочки) обычно не выявляется. Однако во время полевых работ нам удалось более детально
ознакомиться с составом и текстурой отложений из средней и верхней части обнажения,
благодаря отседанию и падению крупных блоков на пляж. При ближайшем рассмотрении
хорошо видна микрослоистость суглинков, а также чередование слойков суглинистого и более
песчанистого материала. Кроме этого, суглинок содержит большое количество раковинного
детрита, гравия и даже небольшие галечки, что особенно наглядно проявилось после того, как
был отмыт образец (рис. 2d). Надо заметить, что отсутствие времени и оборудования не позво¬
лило провести детальный гранулометрический анализ, поэтому мы ограничились промыванием
образцов и визуальным ознакомлением с оставшимся грубозернистым материалом. Однако
вряд ли гранулометрический анализ дал бы столь ясную картину, так как для промывания
61

Рис. 1. Район исследований
1-м. Тузла, 2 - урочище Мал. Кут, 3 - мыс севернее урочища Мал. Кут
бралось около 2-3 кг суглинка, в то время как при гранулометрическом анализе навеска
значительно меньше, поэтому есть вероятность не захватить грубозернистые включения.
Среди этих включений встречаются многочисленные, иногда довольно крупные (до
0.5-1 см) обломки сидерита, железистого кварцевого песчаника, буровато-серого мергеля,
желтоватого кальцита и известняка. Все перечисленные породы характерны для выбросов
грязевых вулканов, широко развитых на Таманском п-ове [9]. Вероятно, именно незначи¬
тельной дальностью переноса можно объяснить плохую окатанность грубозернистых
включений. Нами были также найдены многочисленные обломки раковин карангатского
возраста в верхней части клифа, в метре от дневной поверхности под слоем почвы, в выбросах
из кротовин, в траншеях около погранзаставы и непосредственно на поверхности пологого
склона эрозионного вреза (крупные раковины Cardium tuberculatum, а также Bittium reticulatum),
приуроченного к той же поверхности, в которой выработан клиф. Говорить о привносе раковин
человеком или птицами вряд ли правомерно, так как в этом случае, несомненно, наряду
с раковинами карангатского возраста была бы занесена и различная малакофауна другого
возраста, в частности современная.
В урочище Мал. Кут, детальное описание обнажения которого приводится в работах
[6-8], морские отложения разного возраста также перекрываются толщей лёссовидных
суглинков, которые слагают субгоризонтальную поверхность на отметках около 10-13 м абс.
Мощность суглинков несколько меньше, чем на м. Тузла, и составляет 3-4 м. Суглинки
желтовато-бурые, в верхней части обнажения бесструктурные, со столбчатой отдельностью.
При тщательном обследовании после удаления корочки затекания видно, что они тонкослоис¬
тые, часто наблюдается волнистая и перекрестная слоистость. Характерны многочисленные
очень тонкие прослои песчаного материала, а также регулярные (через 20-30 см) прослои
мелкой дресвы и галечек тех же пород, что и на м. Тузла. После того, как был отмыт образец
суглинка, выявилось, что в нем, помимо прочего, содержится также большое количество
песчаного материала (песок светло-желтый, хорошо сортированный, мелко- и среднезер¬
нистый), много мелкого раковинного детрита, а также более крупных обломков раковин
карангатского возраста (рис. 26). Непосредственно на террасовой поверхности много целых
раковин Cardium tuberculatum и Bittium reticulatum. Так же как и на м. Тузла, здесь их место¬
нахождение приурочено к верхним частям пологих склонов ложбины. Последняя расположена
севернее, там, где в настоящее время абразионный берег сменяется аккумулятивной дугой
с отмершим клифом. Вероятно, раковины спроецировались на дневную поверхность, в то время
как более мелкозернистый материал был уничтожен в результате делювиального смыва. Это
предположение подтверждается, в частности, тем, что на этих же высотах (около 8-10 м абс)
рядом в клифе обнажаются морские карангатские отложения. Сверху их перекрывают такого
62

же облика лёссовидные суглинки. В них, по данным [6], есть прослой серовато-желтых суглин¬
ков и супесей с переотложенной древнеэвксинской фауной.
На северной оконечности полуострова расположен мыс высотой около 30 м, сложенный
в основании известняками, а сверху перекрытый песчаными толщами. Венчают его супесчаные
осадки серо-желтого цвета, тонкослоистые, сыпучие. Это, скорее всего, эоловый материал, так
как после отмывки образца видно, что песок ярко-желтый мелкозернистый, хорошо
сортированный, с многочисленными обломками раковин наземных улиток. Важно отметить,
что на этой более высокой поверхности покровных лёссовидных суглинков нет.
Кроме перечисленных обнажений, вскрывающих толщи лёссовидных суглинков, были
проведены полевые исследования на южном берегу Азовского моря в районе пос. Кучугуры.
Здесь также протягивается субгоризонтальная террасовидная поверхность с отметками от 20 до
15 м, сложенная суглинками. Их строение удалось проследить в стенках котлована на окраине
поселка, в выемке дороги, спускающейся к морю, а также во многих обнажениях в верхней
части клифа, выработанного на всем протяжении берега. Ближе к дневной поверхности
суглинки бесструктурные, со столбчатой отдельностью, желто- и серо-бурые, очень плотные.
Ниже в суглинках заметна тонкослоистость, хорошо фиксируются более темные прослои
палеопочв. Был отобран и отмыт образец (рис. 2в), в результате выявилось, что в лёссовидных
суглинках, как и в предыдущих образцах, присутствует значительное количество песчаного
материала, дресвы, раковинного детрита и обломков раковин карангатского возраста (которые
встречались иногда, так же как и на двух предыдущих участках, непосредственно на
поверхности террасы).
Таким образом, литологический характер лёссовидных суглинков не позволяет принять их
за эоловые образования. В то же время на субгоризонтальной или с очень небольшими уклона¬
ми в сторону моря прибрежной равнине, сложенной этими суглинками, мы вряд ли имеем право
ожидать действия столь интенсивных делювиальных процессов, которые могли бы перемещать
грубозернистый материал. Кроме того, присутствие продуктов деятельности грязевых вулканов
никак нельзя объяснить делювиальным привносом их со склонов вулканов и вот почему. От
м. Тузла ближайший вулкан - гора Карабетовая (высота 142 м) расположен далеко (в 15 км),
в урочище Мал. Кут на расстоянии около 3 км от берега Керченского пролива находится
вулкан взрывного типа - гора Горелая (высота 100 м). Однако он, судя по литературным
данным [9], возник относительно недавно, в начале нашей эры, поэтому грубообломочный
материал его извержений не может присутствовать на глубине нескольких метров в тол¬
ще лёссовидных суглинков, перекрывающих слои карангатского возраста.
Помимо литологического состава, несвойственного лёссовидным суглинкам, обращает на
себя внимание характер залегания этих толщ. Имеется в виду то обстоятельство, что на более
возвышенных участках, расположенных в прибрежной части и имеющих высоту более 20-25 м
(исключая, конечно, возвышенности, склоны которых затянуты делювиальными отло¬
жениями), лёссовидных суглинков нет, что мы наблюдали, в частности, на северном мысу
у Мал. Кут, где суглинки сменяются древними эоловыми образованиями.
Все вышеперечисленное позволяет нам высказать следующее предположение. Лёссовидные
суглинки, слагающие террасовидную поверхность на м. Тузла, на м. Мал. Кут и в Кучугурах,
являются лагунно-лиманными осадками, в которых основную роль играют аллювиальные
отложения Палеокубани. Четкого соотношения аллювиальных и морских осадков трудно
ожидать, так как выделяемая нами приморская терраса является лагунно-трансгрессивной [10],
отличительным признаком которой является супесчано-суглинистый состав отложений.
Накопление осадков, слагающих подобные террасы, происходит на фоне повышения уровня
моря непосредственно на краю прибрежной равнины, уклоны которой меньше, чем уклоны
подводного берегового склона. В этом случае происходит подтопление прибрежной суши
и формирование обширных лагун на низменных берегах и лиманов в устьях рек, а также
сопряженных с ними береговых и приустьевых баров, которые ограждали их акватории от
моря.
Таким образом, в максимальную стадию карангатской трансгрессии аллювий Кубани не
уходил на подводный склон, а осаждался в значительной степени в лагунах, соленость вод
которых увеличивалась по мере продвижения к морю (аналогично тому, как это происходит
сейчас). Однако типично морских отложений, слагающих береговые бары, которые отделяли
в свое время акватории лагун от моря, не сохранилось. Они должны были располагаться
мористее современной береговой линии, поэтому к настоящему времени размыты.
Предположение о лагунно-трансгрессивной природе террасы карангатского времени под¬
тверждается при корреляции последней с речной террасой Кубани. Мы предприняли попытку
по карте проследить данную террасу в глубь материка и провести корреляцию с аллювиальной
64

террасой Кубани. Приморская терраса, повышаясь с очень небольшим уклоном (0.0002),
переходит в речную террасу с абсолютными отметками около 30 м, на которой расположен
г. Краснодар. Обычно возраст террасы можно определить по соотношению аллювиальных
и морских отложений, однако в данном случае это сложно сделать именно из-за отсутствия
четкого соотношения отложений различного генезиса. По мнению Г.И. Горецкого [11], можно
считать бесспорным сопоставление I террасы Кубани с морской аланской или сурожской
террасой, так как к северо-западу от Краснодара у Ахтарских лиманов Азовского побережья
установлена эта фаунистически охарактеризованная морская терраса. Затем она в качестве
аллювиальной прослеживается в глубь материка и прислоняется ко II аллювиальной террасе
(краснодарской). Данное прислонение определяет карангатский возраст краснодарской терра¬
сы, о чем говорят также Г.Н. Родзянко [12] и Н.А. Лебедева [13].
II надпойменная терраса Кубани имеет среднеплейстоценовый возраст, высота ее меняется
от 30-35 м у г. Армавира до 10-12 м у г. Краснодара. Около паромной переправы у ст. Васю-
ринской она сложена сверху супесями и суглинками желто-палевыми, коричнево-бурыми и
коричнево-розовыми, грубыми, пористыми, неясно слоистыми, переходящими по простиранию
в палевые лёссовидные суглинки; мощность этой аллювиальной толщи 3 м. Выше залегают
суглинки светло-коричневые пористые (мощностью 2.5 м) и затем почвы. Местами наблю¬
дается слабовыраженный горизонт погребенной голубовато-серой болотной почвы. Напомним,
что болотную палеопочву в толще суглинков на м. Тузла выделял Х.А. Арсланов с соавторами
[7].
Очень интересен состав террасовых отложений на территории Краснодара. По данным
более чем 20 скважин [14], на террасе сверху развиты черноземы, сильно выщелоченные
с явными признаками деградации. Структура ореховая, общая мощность 1.5 м; верхнего,
окрашенного гумусом горизонта - 70-80 см. Иллювиальный горизонт с белоглазкой лежит на
глубине 4-6 м, затем идут аллювиальные отложения, являющиеся материнской породой для
почв. Это желто-бурый суглинок (мощность до 6 м) часто песчаный, пористый, с включениями
белых желваков извести (иллювиальный материал из почв), внизу переходит в желто-серую
супесь. В суглинке встречаются линзообразные прослои песка.
Аллювиальные отложения во всех обнажениях и скважинах обнаруживают отчетливое
деление на две толщи. Нижняя преимущественно песчано-галечная, верхняя - лёссовидная.
Этот облессованный аллювий образовывался после превращения поймы в надпойменную
террасу. Как известно, начавшееся со среднего плейстоцена похолодание климата и насту¬
пившее затем оледенение на Европейской равнине и в горах Кавказа создали в Предкавказье
зону перигляциальных ландшафтов, что и обусловило накопление своеобразных лёссовидных
отложений, в которых значительную роль играют толщи облессованного аллювия, развитые
в долинах рек. В частности, этим диагенетическим преобразованиям способствовало многофаз¬
ное горно-долинное оледенение Западного Кавказа, например период новоэвксинской регрес¬
сии и соответствующая ей стадия тебердинского оледенения.
Как видно из приведенного описания, аллювиальные отложения II террасы Кубани
чрезвычайно похожи на рассматриваемые лёссовидные суглинки, за исключением наличия
в них продуктов вулканической деятельности, что и понятно ввиду отсутствия вблизи
Краснодара и выше по течению реки вулканов. Еще одним доказательством водного генезиса
суглинков является присутствие в них раковинного материала (помимо обнаруженных автором
морских раковин в прибрежных районах). Так, по свидетельству [15], на высоком северном
берегу Ахтанизовского лимана, восточнее горы Сопка среди лёссовидных глин в прослое
рыхлой песчанистой темно-бурой глины были найдены Corbicula fluminalis MU1., Dreissensia pol.
Pall., Adacna pecata Eichw., Unio sp., Poludina sp. Сохранность этой фауны, представленной иногда
очень тонкими и ломкими створками, не допускает предположения, как считает И.М. Губкин,
что она залегает здесь вторично. Возможный пресноводно-лиманный генезис средне- и верхне¬
плейстоценовой континентальной толщи Таманского п-ова допускают и другие исследователи
[16].
Что касается почвенных горизонтов, наблюдающихся в лёссовидных суглинках на м. Тузла
и в урочище Мал. Кут, то они могли формироваться на протяжении очень коротких про¬
межутков времени. Известно, что в толще голоценовых аллювиальных отложений, например
пойм Днепра и Днестра [17], прослеживаются шесть почвенных горизонтов: два полнопро¬
фильных, два слаборазвитых и два эмбриональных. Если скорость аккумуляции наносов
превышает скорость почвообразования, то о палеопочве будет говорить лишь окраска отло¬
жений, обусловленная накоплением органического вещества и солей, образующихся при
минерализации растительных остатков. В этом случае также нет отчетливо выраженных
границ почв и перекрывающих их наносов. Такие условия чаще всего возникают при
3 Геоморфология, № 4
65

Рис. 3. Схематический разрез Ахтанизовской депрессии на Таманском п-ове (по материалам ПО
"Кубаньгеология")
Уел. обозначения к рис. 3
1 - песок, 2 - глины, 3 - суглинок, 4 - лёссовидный суглинок, 5 - палеопочвы, 6 - антропогеновые отложения,
7 - границы разновозрастных отложений (а - установленные, б - предполагаемые)
отложении аллювиальных толщ [18]. Все сказанное, скорее всего, применимо к разрезам на
м. Тузла и в урочище Мал. Кут, где верхние и нижние контакты почвенных слоев растянуты.
Древняя долина Кубани на ее нижнем участке в раннем и среднем плейстоцене имела
несколько иную форму, по сравнению с современной. Из разрезов черноморского шельфа
Таманского п-ова [19] вытекает, что основная ее часть проходила через Витязевский лиман, а
не Кизилташский и Бугазский, как это было в недалеком прошлом. Помимо этого, по
материалам ПО "Кубаньгеология”, на Таманском п-ове севернее гряды Карабетовская,
вероятно, выявляется одно из палеорусел Кубани, приуроченное к Ахтанизовской депрессии
(рис. 3). Карабетовская гряда вытянута субширотно в центральной части Таманского
п-ова, имеет высоту около 70 м абс. и сложена миоценовыми и плиоценовыми морскими
отложениями (глины, аргиллиты, известняки).
Базальный горизонт в палеоврезе представлен аллювиальными песками, которые вверх по
разрезу сменяются сначала тонким прослоем глины и суглинков, а затем переходят в мощную
пачку лёссовидных суглинков с многочисленными почвенными горизонтами. Генезис толщи
трактуется как элювиально-делювиально-эоловый, что не вызывает возражения относительно
районов, прилегающих к гряде, но с чем нельзя согласиться относительно более северной части
разреза. Дело в том, что эта гряда очень незначительной высоты, поэтому территория имела
малые уклоны - в начале заполнения палеовреза он составлял 0.015, а на стадии его завершения
от 0.01 в районах, прилегающих к гряде, до 0.004%с и менее на террасовидной поверхности,
расположенной севернее. Следовательно, делювиальные процессы на этой поверхности
практически отсутствовали, а осадки могли быть принесены только водным потоком. Кроме
этого, важно подчеркнуть, что высота террасовидной поверхности, приуроченной к Ах-
танизовскому прогибу, так же как и терраса на м. Тузла, составляет 15-20 м. Поэтому, вероят¬
но, мы вправе рассматривать ее как аналог приморской карангатской террасы, сложенной
аллювиально-лагунными отложениями.
В настоящее время отложения пойменной фации аллювия рек Азово-Кубанской равнины
представлены также суглинками (тяжелыми, желто-бурыми и темно-серыми, слабослоистыми,
содержащими тонкие прослои глинистого песка) и супесями (характеризуются тонкой
горизонтальной слоистостью). Мощность пойменного аллювия составляет 60-70% от всего
аллювия [20]. Отложения русловой фации развиты мало - в основном к востоку от Краснодара,
66

поэтому отложения пойменной фации аллювия типичны для разрезов пойменных террас не
только Кубани, но и большинства рек Азово-Кубанской равнины.
Таким образом, Черное море в один из этапов развития карангатской трансгрессии стояло на
высоких гипсометрических отметках; а береговая линия того времени располагалась где-то
недалеко от м. Тузла и урочища Мал. Кут, мористее современной береговой линии, на что
указывает присутствие типичных карангатских раковин в толще отложений и на поверхности
лагунно-трансгрессивной террасы. Территория Таманского п-ова в то время представляла
собой приустьевую часть Кубани и других рек, где в лагунах шло спокойное осадконакопление,
а между отдельными протоками формировались обширные пойменные пространства. Среди
этих пространств в виде отдельных островов возвышались грязевые вулканы. Русловой
аллювий был приурочен к протокам, поэтому в описываемых обнажениях, вскрывающих
пойменные и лагунные отложения, его нет.
Однако есть предварительное предположение, что один из рукавов Кубани в среднем
плейстоцене протекал там, где сейчас располагается Таманский залив, а другой - где Динский.
В частности, вполне допустимо, что в песчаном карьере (мощность песков около 10 м),
расположенном на южном берегу Динского залива на высоте около 20-25 м, вскрываются
русловые отложения Палеокубани. На присутствие песчаного материала, приуроченного к
протокам и переработанного в дальнейшем (при повышении уровня моря) эоловыми
процессами, указывают и дюнные массивы в кутовой части Таманского залива.
По мере опускания уровня Черного моря в новоэвксинское время протоки врезались в свои
лагунно-аллювиальные отложения. Впоследствии когда уровень моря вновь стал подниматься и
оно ингрессировало в переуглубленные приустьевые участки долин, образовались Таманский
и Динский заливы. Приуроченности протоков к конкретным районам, несомненно, способство¬
вали тектонические структуры: так к Динской мульде приурочен Динский залив, к Таманскому
прогибу - Таманский. В то же время признаков активного неотектонического опускания
в послекарангатское время не наблюдается, так как если бы действовала только тектоника, то
столь значительное прогибание (приведшее к образованию обширных заливов) затронуло бы
по крайней мере и прибрежные участки суши, разделяющие эти заливы. Однако приморская
равнина между заливами, за исключением южной части Мал. Кута, не имеет наклонов
в сторону заливов, а карангатские отложения, вскрывающиеся в клифах, залегают субгори¬
зонтально. Из этого мы делаем предварительный вывод о том, что заливы унаследовали
переуглубленные русла Палеокубани, которые заложились в Ахтанизовской депрессии и Дин¬
ской мульде еще в раннем плейстоцене (рис. 3).
Если согласиться с предположением, что уровень максимальной карангатской трансгрессии,
судя по приведенным данным, достигал 15-20 м, то следует проследить, нет ли еще
доказательств высокого стояния уровня моря в прилегающих районах и в северо-восточной
части Азовского моря. Подробно останавливаться на описании опорных разрезов на Керчен¬
ском п-ове вряд ли стоит, этому посвящено большое количество литературы [5, 6, 21 и др. ].
Подчеркнем лишь, что максимальная абсолютная высота карангатских отложений на Керчен¬
ском п-ове, согласно [5], составляет 17-18 м. Там, где их кровля залегает на более низких
гипсометрических отметках, они сверху во многих районах перекрыты лёссовидными суглин¬
ками, причем важно отметить, что, судя по приведенным разрезам [1, 6], их мощность может
варьировать на коротких расстояниях от 1-2 м до Юм. Следует подчеркнуть, что суглинки не
перекрывают плащеобразно все неровности рельефа, а выполняют лишь понижение в рельефе,
которое предположительно может быть приурочено к одному из русел Палеодона, о сущест¬
вовании которого на данной территории высказывался ряд исследователей, в частности
В.Н. Семененко и др. [22]. Литологический состав желтовато- и серовато-палевых суглинков
неоднороден, в нем, так же как и на восточном берегу Керченского пролива, встречаются
отдельные включения и прослои более грубозернистого материала, а также пресноводные
и солоноватоводные раковины (Vivipara, Unio, Corbicula fluminaris, Dressensia pol., Didacna crassa,
Monodacna aff. Colorata) [21].
На Таганрогском п-ове типичные морские карангатские отложения встречаются у с. Бег-
лицы, а также на побережье Миусского лимана, где кровля морского карангата перекрыта
толщей суглинков аллювиального генезиса (7-8 м), с погребенной почвой болотно-лугового
типа. В толще суглинков обнаружены позднепалеолитические находки - мустье [23]. На
остальном побережье морские карангатские отложения не обнаружены, скорее всего, они
размыты при последующих трансгрессиях Черного моря, а также водами Палеодона во время
регрессивных этапов.
Южный берег Таганрогского залива на значительном протяжении представляет собой клиф
высотой 30-35 м, однако и здесь сохранились свидетельства высокого стояния уровня моря
3*
67

Рис. 4. Среднеплейстоценовое Буртасское озеро (по [24])
Отложения: 1 - озерные, 2 - морские, 3 - аллювиальные
в карангатское время. Так, у г. Азова развиты пески с Tapes dianae и Cardium edule на высоте
20 м абс. А.Д. Архангельский и Н.М. Страхов пишут, что "так как Tapes dianae является
синонимом Tapes carvertia, а высота залегания песков близка к залеганию карангата на Кавказ¬
ском побережье, приходится думать, что карангатские отложения распространялись в северо-
восточный угол Азова" [5, с. 164].
Подчеркнем еще раз, что высота выделяемой нами террасы на м. Тузла и Мал. Кут лежит
в диапазоне от 15 до 20 м абс. Поэтому, следуя далее на северо-восток, мы вправе рассчи¬
тывать на присутствие высоких аналогичных террасовидных поверхностей в устьевой части
Дона. И они действительно здесь есть! Как известно, в то время весь Манычский пролив
занимало Буртасское пресное озеро [24] (рис. 4). На выходе в Прикаспийскую низменность
кровля озерных осадков располагается на 22-25 м абс., далее она очень плавно
и постепенно понижается, и на всем протяжении долины Западного Маныча кровля буртасских
отложений располагается на 20-22 м абс. По направлению к устью Зап. Маныча отметки
кровли еще снижаются до 18-19 м. Понижение кровли озерных осадков, а также присутствие
не только озерных, но и речных форм фауны указывает, по мнению Г.И. Горецкого, на то, что
озеро было слабопроточным. Реки Дон и Сал впадали в него, образуя обширную дельту длиной
40 км, шириной 35 км. В настоящее время это II надпойменная терраса Дона, представляющая
Доно-Сало-Манычское междуречье. Таким образом, Буртасское озеро могло существовать
только лишь при высоком уровне Каспия (22-25 м) и при высоком же стоянии Черного моря
(около 15-20 м), которое его подпруживало. Следовательно, максимальная карангатская
трансгрессия одновозрастна Буртасскому озеру.
Облик верхней части толщи озерных осадков (5-8 м), подвергшихся выветриванию, близок к
лёссовидным суглинкам рассматриваемых выше районов. Это желто-серые и коричневато¬
серые, с почти полным отсутствием растительных и животных остатков лёссовидные суглинки,
они загипсованы и малокарбонатны. В самой верхней части на Доно-Сало-Манычском
междуречье на глубине 2-4 м от их кровли встречаются погребенные почвы лугово-болотного
типа, которые, вероятно, образовывались под влиянием аллювиального процесса в долинах рек
(например, колебание уровня во время паводков) [24].
В приустьевой части Дона в настоящее время II терраса, так же как и буртасские отложения,
не сохранилась, она была размыта водами Дона и Зап. Маныча в последующие трансгрессивно¬
регрессивные циклы Черного моря. Так, падение уровня в предсурожское время способ¬
ствовало активизации эрозионных процессов, например в устье Зап. Маныча врез достигал
30 м [2]. В сурожский этап, т.е. в последнюю карангатскую трансгрессию, море ингрессировало
далеко вверх по долинам Дона и Зап. Маныча. Этому времени коррелятна I н.п. терраса этих
рек. На Дону она выявляется восточнее г. Азова, высота бровки ее около 10 м, а тылового
68

шва - 12-15 м. От г. Батайска эта терраса протягивается по Манычу, где ее средняя высота
10 м (тыловой шов - 11-13 м).
Таким образом, мы считаем, что типично морские карангатские отложения, залегающие на
берегу Таманского п-ова на отметках 7-9 м, соответствуют одной из первых трансгрессивных
фаз Черного моря. В это время море проникало по глубокому эрозионному врезу далеко вверх
по Зап. Манычу, почти до устья р. Калаус. Затем наступила максимальная карангатская
трансгрессия до отметок 15-20 м, однако море в долину Зап. Маныча не заходило, так как ее
занимало Буртасское озеро, приуроченное к этим же отметкам. В заключение добавим, что
выделение высокой карангатской террасы на Таманском п-ове не противоречит данным [1, 8],
согласно которым высокие карангатские террасы (15-18 м) отмечены в районах, не
подверженных, в отличие от Кавказа, активным неотектоническим движениям - в дельте Дуная
и на побережье Болгарии. Завершала карангатский этап развития Черного моря сурожская
трансгрессия, когда морские воды ингрессировали в переуглубленную в предыдущий
регрессивный этап [2] долину Зап. Маныча вплоть до устья р. Б. Егорлык.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Федоров П.В. Плейстоцен Понто-Каспия. М.: Наука, 1978. 162 с.
2.	Попов Г.И. Плейстоцен Черноморско-Каспийских проливов. М.: Наука, 1983. 214 с.
3.	Островский А.Б., Измайлов Я.А., Щеглов А.П. Новые данные о стратиграфии и геохро¬
нологии плейстоцена морских террас Черноморского побережья Кавказа и Керченско-
Таманской области // Палеогеография и отложения плейстоцена южных морей. М.: Наука,
1977. С. 61-68.
4. Чепалыга А.Л., Михайлеску К.Д., Измайлов Я .А. Проблемы стратиграфии и палеогео¬
графии плейстоцена Черного моря // Четвертичный период. Стратиграфия. М.: Наука, 1989.
С. 113-121.
5.	Архангельский А.Д., Страхов Н.М. Геологическое строение и история развития Черного
моря. М.: Изд-во АН СССР, 1938. 226 с.
6.	Федоров П.В. Стратиграфия четвертичных отложений Крымско-Кавказского побережья и
некоторые вопросы геологической истории Черного моря // Тр. Геол. ин-та. 1963.
Вып. 88. 156 с.
7.	Арсланов Х.А., Гей Н.А., Измайлов Я.А. О возрасте и климатических условиях формиро¬
вания осадков позднеплейстоценовых морских террас побережья Керченского пролива //
Вести. ЛГУ. Геол. и геогр. 1983. Вып. 2. № 12. С. 69-79.
8. Свиточ А.А., Селиванов А.О., Янина Т.А. Палеогеографические события плейстоцена
Понто-Каспия и Средиземноморья. М.: Изд-во МГУ, 1998. 289 с.
9.	Шнюков Е.Ф., Соболевский Ю.В., Гнатенко Г.И. и др. Вулканы Керченско-Таманской
области. Киев.: Наук, думка, 1986. 159 с.
10.	Бадюкова Е.Н., Варущенко А.Н., Соловьева ГД. Влияние колебаний уровня моря на
развитие береговой зоны // Вести. МГУ. Сер. 5. География. 1996. № 6. С. 83-89.
11.	Горецкий Г.И. О возрастных и пространственных соотношениях антропогенных террас
р. Кубани // Тр. Ком. по изуч. четв. пер. 1962. Т. XIX. С. 194-222.
12.	Родзянко Г.Н. Плиоценовые и четвертичные отложения западного Предкавказья и Ерге-
ней // Сб. м-лов по геол. и полезн. ископ. Ниж. Дона и Ниж. Волги. Ростов н/Д: Изд-во Рост,
ун-та, 1959. С. 81-101.
13.	Лебедева Н.А. Континентальные антропогеновые отложения Азово-Кубанского прогиба и
соотношение их с морскими толщами // Тр. Геол. ин-та. 1963. Вып. 84. 105 с.
14.	Яковлев С.А. Артезианские воды города Краснодара // Тр. совета обследования и изучения
Кубанского края. 1922. Т. IX. Вып. 1. 44 с.
15.	Губкин И.М. Избранные сочинения. Т. I. М.: Изд-во АН СССР, 1950. 601 с.
16.	Муратов В.М., Островский А.Б., Измайлов Я.А. О принципах корреляции континен¬
тальных отложений (покровов) горных и равнинных районов (Сев.-зап. Кавказ и Таманский
п-ов) // Докл. АН СССР (ДАН СССР). 1972. Т. 203. № 4. С. 897-899.
17.	Заморий П.К. Палеогеография и стратиграфия погребенных почв Украины // Бюл. Ком. по
изуч. четв. пер. 1975. № 4. С. 3-19.
18.	Плюснин И.И. Ископаемые почвы и вопросы палеопочвоведения // Бюл. Ком. по изуч. четв.
пер. 1975. №4. С. 3-19.
19.	Павлидис Ю.А., Щербаков Ф.А. Формирование рельефа проградационного шельфа Та¬
манского полуострова //Геоморфология. 1998. № 1. С. 91-99.
69

20.	Сафронов И.Н. Террасы Кубани //Географический сборник. 1958. № 10. С. 122-132.
21 .Андрусов Н.И. О возрасте морских послетретичных террас Керченского полуострова:
Избранные труды. Т. 4. М.: Наука, 1965. С. 143-162.
22.	Семененко В.Н., Сиденко О.Г. Отражение глубинных структур в морских четвертичных
отложениях центральной части Азовского моря // Позднечетвертичная история и седи-
ментогенез окраинных и внутренних морей. М.: Наука, 1979. С. 87-105.
23.	Праслов Н.Д. Палеолитические памятники нижнего Дона и Северо-Восточного Приазовья и
их стратиграфическое значение // Бюл. Ком. по изуч. четв. пер. 1964. № 29.
С. 51-66.
24.	Горецкий Г.И. Буртасское среднеантропогеновое озеро и проблема колебания уровня
Мирового океана в связи с оледенениями // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1958. Т. XXXIII (2).
С. 67-80.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	17.04.2001
THE HIGH KARANGATIAN LAGOON-TRANSGRESSIVE TERRACE OF TAMAN' PENINSULAR
AND N-E COAST OF THE SEA OF ASOV
E.N. BADYUKOVA
Summary
Coastal plains of Taman' peninsular are composed of loess loam. The presence of Karangatian fossils in the rock
mass and on the surface makes it possible to suppose the high (15-20 m) position of the Black Sea level in one of the
stages of Karangatian time. The author considers the coastal plains of Taman' peninsular as the Middle Pleistocene
lagoon-transgressive terrace, composed of lagoon-alluvial sediment of Paleokuban' river. This new revealed terrace is
correlative to II alluvial terraces of Paleokuban' and Don and also to deposits of lake Burtasskoye, which during the
Middle Pleistocene was set in the Manytch depression.
УДК 551.4.042:551.311 (5)
© 2002 г. А.В. ГУСАРОВ
ТЕНДЕНЦИИ ЭРОЗИИ И СТОКА ВЗВЕШЕННЫХ НАНОСОВ
В АЗИИ ВО ВТОРОЙ ПОЛОВИНЕ XX СТОЛЕТИЯ1
По общей интенсивности эрозии Азия в целом опережает другие регионы суши планеты.
По величине среднего многолетнего модуля речного стока взвешенных наносов (далее СВН) -
337 т/км2 • год - она в 4.7 раза превосходит Южную Америку, в 4.9 раза - Европу, в 5.9 раза -
Африку, в 6.7 раза - Северную Америку и в 7.7 раза - Австралию [1]. В то же время в границах
самой Азии интенсивность эрозии и величины стока наносов распределены крайне нерав¬
номерно [2-4]:
Северная Азия (Сибирь, Дальний Восток России). В сохраняющихся здесь на значительной
площади естественных или слабо измененных ландшафтах модули стока наносов являются
наименьшими в пределах всей гумидной Азии - до 10-50 т/км2 • год;
Горы и нагорья Центральной, Передней и Малой Азии. Сток речных наносов изменяется от
500-1000 т/км2 • год и более - в горах, до 200-^400 т/км2 • год - в межгорьях и предгорьях;
Аридно-семиаридные равнины и низкогорья Центральной и Юго-Западной Азии. В естест¬
венных условиях недостаточного увлажнения, при слое водного стока в 20-50 мм/год, модули
стока наносов не превосходят, как правило, 50-100 т/км2 • год;
Восточная, Южная и Юго-Восточная Азия. Значительный сток воды (до 800-1000 мм/год -
на равнинах и 2000-3000 мм/год и более - в горах), широкое распространение мощных,
1	Работа выполнена при финансовой поддержке фонда УРФИ (проект № 015.08.01.07).
70

тонкозернистых продуктов химического выветривания, масштабная и продолжительная хо¬
зяйственная трансформация ландшафтов обусловили высокую интенсивность эрозии и вели¬
чины стока наносов - до 2000-3000 т/км2 • год и более. В области распространения лёссов в
бассейне среднего течения р. Хуанхэ модули стока наносов нередко достигают нескольких
десятков тысяч т/км2 • год.
Рассмотрению направленности скоростей эрозии во второй половине XX столетия в ре¬
гионах Азии был посвящен в той или иной степени ряд отечественных и зарубежных работ.
Подавляющее большинство из них базировалось на анализе динамики СВН и темпах его
аккумуляции, что отвечало масштабам исследования: Северная Азия (в границах бывшего
СССР) [5]; бассейн р. Хуанхэ [6-8 и др.]; бассейн р. Янцзы [9—11 и др.]; бассейны ряда
водохранилищ Юго-Восточной Азии [4] и т.д. Используя выводы этих работ, новые данные,
полученные по электронной сети INTERNET2, а также литературную информацию о тен¬
денциях изменения основных факторов, контролирующих эрозию, покажем обобщенную кар¬
тину направленности изменения этого процесса в Азии во второй половине XX столетия.
Севериая Азия
Обобщение схематичной карты тенденции изменения стока наносов, представленной в фун¬
даментальном исследовании Н.Н. Бобровицкой [5], позволяет выделить здесь три субрегиона с
разнонаправленной динамикой эрозии:
1.	Восточная, Северо-Восточная Сибирь, Дальний Восток России. Выраженный в более чем
50% проанализированных бассейнов сравнительно стационарный режим стока наносов за
последние десятилетия установился здесь лишь вдоль северного побережья (полосой до
500-1000 км) Северного Ледовитого океана и на юге российского Дальнего Востока (бассейн
р. Амур, о-в Сахалин, Приморье). Эта динамика в ряде регионов достаточно хорошо согла¬
совывалась с тенденциями изменения скоростей прироста овражных форм (табл. 1). На
остальной, большей части региона какой-либо однозначна доминирующей тенденции в из¬
менении стока наносов не отмечалось (примерно равное соотношение количества бассейнов с
восходящей, стационарной и нисходящей тенденциями). При хорошей сохранности на большей
части территории естественных (таежных, лесотундровых и тундровых) ландшафтов отме¬
ченная динамика стока наносов отражает за этот же интервал времени общий ход водного
стока, производящего денудационную работу здесь преимущественно по речным долинам
(русла и берега рек).
Таблица 1
Тенденции изменения скоростей прироста оврагов в Приморском крае (Россия) в 195(1-1980-х годах
(по материалам [12])
Метеостанции
Периоды наблюдений, годы
A U,%
с2-сь%
1955-
-1970
1971-
-1986
Cl
^2
С2
Астраханка
0.61
37.7
0.65
56.5
+6.6
18.8
Хорольск
0.73
38.4
0.79
52.8
+8.2
14.4
Дальнереченск
0.78
19.6
0.68
41.2
-12.8
21.6
Свиягино
0.74
27.0
0.69
37.7
-6.8
10.7
Полтавка
0.56
33.0
0.49
36.9
-12.5
3.9
Барабаш
0.97
35.1
0.86
58.1
-11.3
23
Терней
0.95
35.8
0.95
37.9
0
2.1
Партизанск
0.72
34.6
0.78
34.6
+8.3
0
Дальнегорск
0.78
38.5
0.78
44.1
0
5.6
Примечание. V - средняя за период годовая скорость прироста оврагов, м/год; С - периодный коэффициент
межгодовой вариации скоростей прироста оврагов, %; А(У = [(V2 - V\)/Vi\ • 100% - относительный прирост
"+", сокращение годовой скорости прироста оврагов.
2	База гидрологической информации Национального института водных исследований (НИВИ), г. Бер¬
лингтон, Онтарио, Канада (http://www.cciw.ca).
71

Рис. 1. Тенденции изменения стока воды (СВ, м^км2 • год) - А, стока взвешенных наносов (СВН,
'у
т/куг • год) - Б, соотношения их кумулят - В и попериодные зависимости между обоими стоками - Г в
бассейне Колымы/Среднеканск за 1941/1988 гг.
Попериодная норма СВ -7, СВН -2; а-коэффициент аппроксимации
Антропогенный фактор (сведение лесов, распахивание земель и др.) не получил при этом
широкого, как в Южной и Юго-Восточной Азии, развития, да и исторические "корни" его
еще не столь глубоки. Зачастую негативные последствия вмешательства человека имеют лишь
локальный характер. Как показывают диаграммы динамики стока воды и наносов в бассей¬
не Колымы за 1941-1988 гг., хозяйственная деятельность может выступать при этом решающей
силой ускоренного развития эрозионных процессов. За период 1965-1988 гг. сток наносов
этой реки превзошел таковой за период 1941-1964 гг. на 91.0% (с 20.0 до 38.5 т/км2 год),
притом, что водный сток за соответствующие периоды увеличился лишь на 1.8% (с 233 300 до
237 500 м3/км2 • год (рис. 1, А - 1, Б). Возникает вопрос: могло ли столь незначительное уве¬
личение водности вызвать такие значительные темпы усиления эрозии в этом речном бассейне?
Вполне очевидно, что нет, ибо на совмещенной кривой кумулят СВ и СВН несоответствие
темпов увеличения наносов темпам прироста водности к концу 1980-х годов превысило 50% (!)
72

(рис. 1, В). Примечательно, однако, что колебания стока наносов до и после 1964 г. были
в основном синхронны колебаниям стока воды, на что указывают коэффициенты аппрокси¬
мации между СВ и СВН, сохранявшиеся весьма высокими и мало измененными за оба периода
(рис. 1, Г). Как видно из табл. 2, максимальные, связанные со снеготаянием, месячные показа¬
тели водного стока за период 1941-1975 гг. имели тенденцию сокращения, определяя тем самым
условия для уменьшения смыва почв на междуречьях и размыва русел и берегов в период
половодья. Сокращение минимальных среднемесячных расходов воды в речной сети бассейна
также должно было ослаблять берего-русловую эрозию в меженный период. В какой-то мере
уменьшению темпов эрозии в естественных условиях способствовало снижение межгодовой
неравномерности (коэффициента вариации) водности. В то же время максимальный месячный
сток наносов возрастал. Из антропогенных факторов наибольшее влияние на формирование
стока наносов на водосборах в этом регионе Азии оказывает добыча золота [5], при которой на
больших участках снимается поверхностный слой почвы. Соответственно создаются условия
для развития эрозионных процессов в незащищенных грунтах поверхностными водами, почти
не фильтрующимися в промерзшие породы. Технология добычи россыпного золота в руслах
также способствует поступлению значительной массы неэрозионных взвесей в речные воды.
В последние десятилетия роль антропогенного фактора в развитии эрозионных процессов
увеличивается. Освоение зоны азиатского Севера сопровождается постепенным изъятием
земель, потенциально пригодных для сельскохозяйственного использования. Только с 1970 по
1985 г. размеры оленьих пастбищ сократились на 350 тыс. км2, лесных земель - на 40 тыс. км2
[13]. С развитием промышленных комплексов все чаще отмечается появление термокарстовых
оврагов.
2.	Бассейны верховьев Енисея, Ангары, Оби, рек Забайкалья. Более чем в 50% проана¬
лизированных речных бассейнов Н.Н. Боровицкая [5] отмечает увеличение стока наносов.
Ускорению эрозии здесь, наряду с динамикой водности, в значительной степени способствует
деятельность человека. Так, интенсивное освоение целинных земель с 1950-х годов в Иркутской
области привело к тому, что эрозионными процессами на начало 1990-х годов было затро¬
нуто почти 11% площади сельскохозяйственных угодий и около 14% пахотных земель [14].
По этим же причинам возросла овражность в ряде районов. В бассейне небольшой алтайской
реки (Большая Речка), например, длина оврагов с 1942 по 1972 г. увеличилась с 6.3 до 29.3 км
при росте числа самих оврагов с 8 до 23 и овражных вершин - с 12 до 53 [15]. В меж¬
горных котловинах Юго-Западного Прибайкалья (бассейн р. Иркут) установлено двукрат¬
ное увеличение числа овражных форм в период с 1937 по 1995 г. [16]. Примечательно,
что интенсификация эрозионных процессов в Иркутской обл. происходила при сокра¬
щении численности сельского населения - с 750 тыс. (1959 г.) до 525 тыс. человек
(1986 г.) [7].
Таблица 2
Изменения внутригодовых характеристик стока воды (СВ) и стока взвешенных наносов (СВН) в бассейне
р. Колыма/Среднеканск за 1941-1975 гг.
Характеристики СВ и СВН
Периоды наблюдений, годы
A U,%
1941-1958
1959-1975
свтах, л/км2 • с
36.3
31.0
-14.6
С„(СВтах),%
47.7
32.0
-32.9
CBmi„, л/км2 • С
0.064
0.051
-20.3
с„( CBmin),%
59.5
36.6
-38.4
CBmax/CBmjn
660.1
672.4
+1.9
СВНтах, т/км2 • мес
12.6
14.8
+17.5
С„(СВНтах), %
87.3
59.4
-32.0
К(С ВтахиСВНтах),%
95.4
78.1
-18.1
Примечание. СВтах - максимальный, CBmin - минимальный среднемесячный сток воды; СВН^* - мак¬
симальный среднемесячный сток взвешенных наносов; Cv - коэффициент вариации, К - коэффициент
корреляции; AU = [(V2 - V{)IVX] • 100% - относительный прирост "+", сокращение характеристик.
73

Рис. 2. Тенденции изменения стока воды (СВ, л/км2 • с) - А, стока взвешенных наносов (СВН, т/км2 • год) -
Б и попериодная зависимость между обоими стоками - В в бассейне Иртыша/Омск
Попериодная норма: СВ - 7, СВН - 2, а - коэффициент аппроксимации. За периоды 1980-81, 1982-84,
1985-87, 1988-90, 1991-93 гг. значения СВ и СВН приведены в осредненной форме (по материалам НИВ И,
Канада)
3.	Западная Сибирь. Во второй половине XX в. около 50% речных бассейнов характе¬
ризовались сокращающимся стоком наносов. В 25-30% и более бассейнов сток наносов в целом
за этот период мало изменялся. Эту стационарно-нисходящую направленность СВН обеспе¬
чивала соответствующая динамика жидкого стока, которой в ряде случаев способствовало
сооружение водохранилищ. Так, после ввода в эксплуатацию Бухтарминской ГЭС на Иртыше
(1959-1960 гг.) сток наносов в последующие 15 лет сократился на 70% в сравнении с пред¬
шествующим периодом (рис. 2, А - 2, Б), резко снизилась и зависимость среднегодовых величин
СВН от СВ (рис. 2, В).
Несмотря на то что антропогенный прессинг в Западной Сибири набирает все бблыную
силу3, влияние гидроклиматического фактора на тенденцию изменения эрозии имеет все же
решающее значение, поскольку ландшафты на большей части региона по-прежнему близки
к естественным (залесенность - более 70%, распаханность - менее 30%) со слабой их моди¬
фикацией человеком за последние полвека.
3	При добыче нефти и газа в регионе с 1960 по 1988 г. ежегодно сводились леса на площади 40 тыс. км2
(при сплошной рубке в 90% случаев), приводя к широкомасштабной эрозии [18].
74

4.	Степи и полупустыни Казахстана и Юга Западной Сибири. Почти в 60% проанали¬
зированных Н.Н. Бобровицкой [5] речных бассейнов сток наносов за последние десятилетия
увеличивался. Главная причина - рост площадей распаханных земель. Еще в начале XX в., в
годы столыпинской реформы, Переселенческое управление при царском правительстве предо¬
ставило выходцам из Европейской части России более 10 млн. десятин степной целины.
В основном это были обыкновенные черноземы умеренно засушливой степи. В первую очередь
распахивались сравнительно легкие по механическому составу почвы - легкосуглинистые и су¬
песчаные. Распашка склонов привела к ускорению овражной эрозии. Наибольший размах этот
процесс получил на лёссовом Приобском плато. В советское время степное земледелие за
Уралом стало важнейшей отраслью хозяйства. В 1950-1960-е годы было распахано более
200 тыс. км2 новых земель. Освоены практически все черноземы, в том числе солонцеватые и
даже с солонцами. Особенно крупные масштабы освоения целины отмечались в этот период в
Кустанайской, Семипалатинской, Кокчетавской, Северо-Казахстанской* Павлодарской обла¬
стях Казахстана. Только с 1953 по 1958 г. посевные площади возросли здесь с 52 до 187 тыс. км2
[19]. Эта динамика, продолженная позднее, способствовала усилению не только эрозии, но и
дефляции: если с конца 1950-х - начала 1960-х годов потери почв за счет эоловых процессов
происходили на 11 тыс. км2 земель, то в начале 1970-х годов - уже на 18 тыс. км2 [20].
5.	Горы и предгорья Средней Азии. Примерно в равном количестве бассейнов рек от¬
мечаются в силу изменения либо климатических, либо антропогенных условий как восходящая,
так и нисходящая тенденции стока наносов, а с ними и соответствующая (но не всегда) динамика
эрозионной активности. С возрастанием хозяйственного прессинга на ландшафты (расширения
пастбищ, лесосведение и пр.), приводящего к усилению почвенно-овражной эрозии, зависимость
стока наносов от водного стока в бассейнах рек становится все более отчетливой (рис. 3).
Центральная Азия
Анализ динамики стока наносов Селенги показывает, что активность эрозии в ее бассейне с
конца 1960-х годов заметно сократилась: за период 1979-1994 гг. СВН был почти втрое ниже,
чем за предшествующий период 1945-1975 гг. Примечательно, что по многим метеостанциям с
середины XX столетия отмечались либо неясно выраженная стационарность, либо увеличение
осадков (рис. 4). Какие же причины могли привести в таком случае к сокращению продуктов
денудации? Вероятно следующее: увеличение водности —» уменьшение внутри- и межгодовой
неравномерности стока воды (?) —> некоторое уменьшение темпов эрозии; сооружение ис¬
кусственных водоемов в долинах рек, перехватывающих наносы.
Противоэрозионные мероприятия вряд ли имели здесь широкое распространение, поскольку
за последние десятилетия в целом по территории Монголии прогрессировала иная тенденция -
нарушение природных комплексов. Неполное обследование земельных угодий страны в основ¬
ных зонах сельскохозяйственного производства показало [21], что ныне около 30% всех
пастбищ и около 90% пашен находятся в состоянии деградации или эрозионной опасности. При
этом площадь пастбищ за последние полвека в Монголии неуклонно возрастала. Если в 1940 и
1960 г. пастбища занимали соответственно 1 и 4.5 тыс. км2, то в 1987 г. - уже около
13.4 тыс. км2, причем основной их фонд располагается именно в бассейне Селенги [22].
На 2001 г. прогнозировалось, что под пашнями в стране будет не менее 17 тыс. км2.
В южных районах страны под воздействием антропогенного фактора (особенно вырубка лесов
и кустарников в горах) идет наступление пустынь на сельскохозяйственные земли. Эрозия
также все сильнее охватывает площади пастбищ, отчужденные в процессе добычи полезных
ископаемых. Отсутствие надежной и географически более представительной количественной
информации (ряды по СВН) не позволяет пока судить об общей направленности эрозионных
процессов (не только стока наносов) на большей части региона и о том, какой именно из
факторов (климатический или антропогенный) вносит в нее наибольший вклад.
Восточная Азия
Уменьшение стока наносов, отмеченное в бассейне одной из крупнейших рек региона -
Хуанхэ, свидетельствует о сокращении темпов эрозии. В среднем голоцене, на заре земледелия
в этих краях (4-6 тыс. лет назад), годовой сток наносов р. Хуанхэ в Тихий океан составлял
около 1075 млн. т. По мере усиления хозяйственной деятельности, особенно на Лёссовом плато
(вырубка лесов, распахивание земель), ежегодный сток наносов неуклонно возрастал:
к 1190 г. - 1160 млн. т, к 1855 г. - 1330 млн. т, к 1949 г. - 1680 млн. т, к 1970 г. - 1741 млн. т.
75

Рмс. 3. Тенденции изменения стока воды (СВ, л/км2 • год) - А, стока взвешенных наносов
(СВН, т/км2 • год) - Б и попериодная зависимость между обоими стоками - В в бассейне
р. Язгулем/Мотравн (бассейн р. Пяндж, Таджикистан)
Попериодная норма: СВ - 7, СВН -2, а- коэффициент аппроксимации
При этом он существенно колебался от года к году: самый большой объем наносов за
минувшее столетие был измерен в 1933 г. - 3.9 млрд, т самый малый - в 1928, 1961 гг. - не более
0,5 млрд. т. Однако проводимые с 1970-х годов, главным образом на Лёссовом плато,
лесопосадочные (на 36% территории), берегоукрепительные (сооружение дамб) работы, а так¬
же создание водохранилищ привели к ощутимому снижению наносов реки в 1980-х годах
в среднем течении Хуанхэ до 800 млн. т/год (рис. 5), что является самым низким на памяти
человечества среднемноголетним годовым их стоком. Удалось сократить и межгодовую
неравномерность стока наносов: коэффициент межгодовой вариации СВН за период 1970-
1990 гг. составил 40% против 50% в период 1930-1960 гг., что для столь большого по площади
бассейна - значительное снижение.
Мульчирование и залужение эродируемых земель привело к 20-30% и даже к 90%-ному
уменьшению стока наносов в малых речных бассейнах Лёссового плато (табл. 3). В то же
время, с идущим параллельно нарушением почвенного покрова в других районах бассейна,
в Хуанхэ за последние два-три десятилетия поступило дополнительно около 47 млн. т. эро¬
дированного материала, который нейтрализовал эффект почвоохранных мер на 19% [6].
76

Рис. 4. Тенденции изменения осадков (разностно-интегральная кривая R, по Севастьянову, Батнасану,
1993) - А, стока воды (СВ, л/км2 • с) - Б и стока взвешенных наносов (СВН, т/км2 • год) - В в бассейне
Селенги/У лан-У де
1 - метеостанция Булген (бассейн р. Орхон, Монголия), 2 - метеостанция Мурен (бассейн р. Делгер-Мурен,
верховья Селенги, Монголия).
За периоды 1980-81, 1982-84, 1985-87, 1988-90, 1991-93 гг. значения СВ и СВН приведены в осредненной
форме (по материалам НИВИ, Канада)
Противоэрозионные мероприятия в ближайшие десятилетия будут продолжены, и к середине
XXI столетия, по прогнозам Комитета по охране Желтой реки Министерства водных ресурсов
КНР, планируется снизить ежегодный сток наносов в Желтое море до 500 млн. тонн. Несмотря
на эти обнадеживающие перспективы, бассейн реки по-прежнему останется областью гипер¬
эрозии, благодаря сочетанию геолого-геоморфологических, хозяйственных и климатических
77

Рис. 5. Тенденции изменения стока взвешенных наносов (СВН) и стока воды (R, СВ) в бассейнах
рр. Хуанхэ/Хуаюанькоу (площадь водосбора - 730 тыс. км2) и Янцзы/Ючанг (площадь водосбора -
1006 тыс. км2 (по [8,11])
По р. Хуанхэ ряд стока воды представлен в виде разностноинтегральной кривой - R [по [7])
условий. Климатический фактор в последние десятилетия также способствовал уменьшению
активности эрозии: в 1980-х годах норма стока воды в бассейне реки была на 13.3% ниже нормы
за все предшествующие десятилетия XX в. Особенно ощутимо влияние климатических из¬
менений проявилось в наиболее пораженной эрозией области, расположенной между г. Хе-
кучженом и г. Лонмынем (111,6 тыс. км2), сложенной лёссовым материалом, где сокращение
водности в 1980-е годы в сравнении с предшествующей многолетней нормой достигало 50%
(табл. 4).
78

Таблица 3
Эффективность нротивоэрозионных мероприятий на овражных водолитосборах на Лёссовом плато
Китая (по [6])
Овраги
Площадь, км2
Контрольная
площадь, %
Уменьшение стока
наносов, %
Вангмао
5.97
68
89
Вангйа
9.10
71
91
Манхиаохэ
36.30
58
97
Янгжангоу
0.87
40
93
Таблица 4
Роль гидроклиматического и антропогенного факторов в снижении стока взвешенных наносов (СВН) в
бассейне р. Санхуанхэ (бассейн р. Хуанхэ) (но [6])
СВН в 1957-1969 гг.
368.1 тыс. т/год
СВН в 1980-1989 гг.
96.3 тыс. т/год
Общее уменьшение СВН
74%
Гидроклиматически обусловленное уменьшение СВН
33-38%
Антропогенно обусловленное уменьшение СВН
36-41%
В бассейне другой великой китайской реки - Янцзы - столь же ощутимого сокращения стока
наносов, как в бассейне Хуанхэ, не отмечалось. При сравнении периодов 1950-1970 и
1971-1992 гг. сток наносов сократился лишь на 5,3% (соответственно с 531 до 502 млн. т/год)
при уменьшении водности в бассейне за те же периоды на 4,0% (с 447 до 429 млрд. м3/год)
В то же время в ряде бассейнов верховья реки деятельность человека развивалась по сценарию,
который явно не способствовал снижению механической денудации. Так в районе Хуанглин за
период с 1955 по 1985 г. увеличение стока наносов в бассейнах местных рек на 47% было
вызвано сокращением лесов с 45.1 до 21.7% площади района [9]. Таким образом, вывод
о снижении скоростей эрозии в бассейне р. Янцзы, полученный лишь по факту сокращения
стока наносов, пусть и несущественного, в ее низовье достаточно интегрален. Впрочем,
в масштабе общеконтинентального обзора он вполне удовлетворителен.
Способствовать сокращению скоростей эрозии должно было также благоприятное соче¬
тание климатического и антропогенного факторов в Японии. Здесь, при отмечаемом за
последние 40-45 лет неуклонном уменьшении интенсивности снегопадов в большинстве пре¬
фектур страны (особенно с 1986/87 гг.) [23], начиная с 1955 г., велись активные лесовос¬
становительные работы: с 1960-х по 1980-е годы доля только государственных лесопосадок
в стране увеличилась с 19 до 26% [24].
На фоне доминирующего влияния климата и хозяйственной деятельности в направленных
изменениях современной эрозии роль эндогенного фактора отходит на задний план. В то же
время локализованные на поверхности земной коры проявления внутренней энергии планеты
(сейсмичность, вулканизм) нередко выражаются в экстремальной активизации экзодинами-
ческих процессов, в том числе эрозионных. Это особенно справедливо для восточной перифе¬
рии субконтинента. Еще свежи воспоминания о пробуждении в 1977-1978 гг. японского вулкана
Юсу [25]. После извержения его поверхность и близлежащие земли были перекрыты слоем
пирокластического материала (пепел, пемза и др.) мощностью более 0.5 м. Бороздковая
и овражная эрозия достигли наибольшей интенсивности в 1978-1982 гг. - 136 мм/год в пере¬
счете на общее понижение поверхности. В последующем, после 1982 г. скорость эрозии значи¬
тельно спала - до 2-10 мм/год, и линейные эрозионные формы, достигнув более устойчивой
к размыву поверхности лавовых потоков, продолжали развиваться лишь за счет разрушения
своих бортов.
Отмеченное выше сокращение наносов происходило при быстром увеличении числа
водохранилищ, аккумулирующих значительные объемы эрозионного материала (рис. 6).
Только в КНР в настоящее время насчитывается около 10—12 тыс. водохранилищ (объемом
79

Рис. 6. Динамика роста числа водохранилищ (N) емкостью более 100 млн м3 в ряде стран Азии (выборочно
по [27])
1 - Индия, 2 - Китай, 3 - Япония, 4 - Турция
более 1 млн. м3), многие из которых интенсивно заиливаются. Крупнейшее из них -
Саньмынься (в долине р. Хуанхэ) - только за 6 лет эксплуатации потеряло около 30% своего
полезного объема [26]. В целом скорости заиления водохранилищ оцениваются от 0.16 до 0.23%
полезного объема ежегодно, как правило, уменьшаясь с увеличением водолитосборной
площади [27].
Юго-Восточная Азия
Многочисленные данные о направленной динамике важнейшего фактора эрозии - антропогенного
(быстрые темпы роста сельского населения4, с которыми связаны скорости сведения тропических лесов и
расширения обрабатываемых земель) - указывают на активизацию эрозии в странах Юго-Восточной Азии
в последние полвека.
По расчетам К. Абернети [4], проведенным на основе изучения соотношения темпов прироста
численности населения и стока наносов в бассейнах ряда водохранилищ Юго-Восточной Азии, на каждый
1% прироста населения следует ожидать увеличения стока наносов на 1.6% (рис. 7). Учитывая
эту зависимость (пусть даже и грубую) и достаточно высокие для региона темпы прироста населения -
в среднем 6.3%/год, можно было ожидать более чем пятикратное увеличение скоростей эрозии в пе¬
риод с 1960 по 1990 г. При этом процесс сведения лесов, идущий соразмерно росту населения, также
достаточно активен. В Лаосе, например, леса уже вырублены наполовину, и лесистость к 1981 г. составила
47%, тогда как до Второй мировой войны почти вся страна была покрыта непроходимыми джунглями.
С 1950 г. по 1980-е годы лесопокрытая площадь на Филиппинах сократилась с 50 до 20% площади
архипелага [29]. Наиболее активно здесь сводились и сводятся первичные леса (со 100 до 10 тыс. км2
соответственно). Из-за растущей земельной потребности на равнинной части островов, вызванной
высокими темпами прироста населения (3%/год), безземельные крестьяне стали уходить в горы, ускоряя
там эрозионные процессы [30]. Угрожающий характер имели темпы лесосведения в Таиланде: за
1961-1981 гг. площадь под лесами сократилась с 513 до 143 тыс. км2 или с 99.8 до 27.8% площади
страны [31]. Негативные последствия сведения лесов, хотя и вынудили тайское правительство
официально с января 1989 г. запретить вырубку леса, процесс создания подсек и стихийная крестьян-
4	Если в 1801 г. на территории современной Индонезии, Брунея, Малайзии и Сингапура, например,
проживало суммарно около 14 млн. чел., а в 1960 г. - 60 млн. чел., то в 1988 г. - уже 190 млн. чел. [28].
80

Рис. 7. Тенденции изменения стока взвешенных наносов (СВН, т/км2 • год) - А и связь его ежегодного
увеличения с приростом населения - Б в бассейнах ряда водохранилищ Юго-Восточной Азии (по данным
К. Абернети из работы [4])
Водохранилища: / - Силитунг, Ява (+4,47%/год), 2 - Пакал, Ява (+2.85%/год), 3 - Амбуклао, Филиппины
(+6.0%/год), 4 - Мейктила, Мьянма (+2.48%/год)
ская колонизация девственных ландшафтов не прекращаются и ныне. Еще 100-150 лет тому назад 90-
95% площади о-ва Калимантан (Борнео) были покрыты дождевыми тропическими лесами. К середине
1980-х годов они сохранились лишь на % территории. Причина лесосведения - увеличение численности
населения: на острове оно возросло с 1912 по 1990 г. на 480% (6.2%/год) - с 1.57 до 9.1 млн. чел. [32], что
должно было увеличить сток наносов в местных реках, согласно расчетам К. Абернети, более чем в 7 раз.
Хищническое истребление лесов широко ведется и на других островах Малайского архипелага [33],
в южных провинциях Китая [34] и др.
Масштабность сведения влажных лесов в тропиках нетрудно представить, если учесть, что пожары,
сопутствующие подсечно-огневому методу земледелия, поражают не только расчищаемую площадь, но
и соседние леса. Геоморфологические, геоэкологические и социальные последствия такой деятельности
очевидны - ускорение почвенной и овражной эрозии, усиленная аккумуляция продуктов эрозии в речных
долинах и озерах, учащающиеся наводнения, сели, загрязнение поверхностных вод, гибель людей и т.п.
Влияние сведения лесов на скорость эрозии и на сток наносов рек было прослежено в Индонезии,
в области развития муссонных лесов на о-ве Ява, сохранившихся ныне лишь на 30% их изначальной
площади. Проведенные исследования [35] за скоростями эрозии в разных частях острова показали: если
темпы потери почв в тропическом лесу, не затронутом деятельностью человека, составляли 0.1 т/км2 • год,
то на участках без растительного покрова и с однолетними культурами они достигали в первые годы после
удаления древостоя уже 580 и 2240 т/км2 • год соответственно. Со временем последние цифры заметно
сокращаются (релаксация эрозионных процессов), но восходящая тенденция изменения эрозии и стока
наносов по мере обезлесивания междуречий в регионах с тропическими лесами прослеживается со всей
очевидностью (табл. 5).
81

Таблица 5
Изменение стока взвешенных наносов (СВН) в бассейнах рек (площадью менее 5 тыч. км2) низкогорного
пояса Вьетнама при изменении лесистости водосбора (по [2])
Модули СВН, т/км2 • год
Лесистость бассейна, %
130(15)
>70
200(19)
30-70
460(3)
<30
Примечание. Цифра в скобках - количество проанализированных бассейнов.
В то же время не следует безоговорочно и повсеместно вычерчивать прямую и ясную зависимость
резкого увеличения стока речных наносов от сведения лесов без учета динамики другого главного факто¬
ра - стока воды. Это показал Д. Элфорд [4] на примере бассейна р. Махао-Фрая (14.028 км2), дренирующей
горную область на севере Таиланда. Он установил, что за период с конца 1950-х до середины 1980-х годов
существенного увеличения объема транспортируемого рекой взвешенного материала не отмечалось (хотя
некоторое увеличение и имело место), несмотря на весьма активное сведение лесов и экстенсивное
хозяйствование на междуречьях.
Южная Азия
Динамика стока наносов крупнейшей реки региона - Ганга - отразила общую тенденцию
изменения активности эрозии здесь во второй половине XX в. В 1960-х годах (ориентировочно)
водами этой реки ежегодно выносилось (с площади 976 тыс. км2, выше устья р. Брахмапутра)
около 480 млн. т. взвешенных наносов [36]; в 1980-х годах - около 520 млн. т. (по материалам
НИВИ, Канада). Однако темпы ускорения эрозии в бассейне реки (и всего региона) были, по-
видимому, заметно выше, чем те, что отражены в динамике наносов по двум причинам: во-
первых, с 1960-1970-х годов в Индии сохранялся один из самых высоких в мире показателей
прироста числа и объема водохранилищ - искусственных ’’ловушек” продуктов эрозии (рис. 6).
Причем 90% этих водоемов находится в диапазоне высот от 100 до 500 м над уровнем моря [27],
т.е. там, где расположен основной фонд сельскохозяйственных угодий страны и происходит
наиболее интенсивная нагрузка на них (бассейны Ганга, Кришна, Годавари и др.); во-вторых,
проявление геоэкологически нерациональной деятельности человека за последние полвека по
всему региону было весьма ощутимо, выражаясь порой в катастрофических формах. Так,
сравнение космических снимков индийской территории за 1972-1975 и 1980-1983 гг. показало,
что всего за семь-восемь лет лесные площади в стране сократились с 550 до 463 тыс. км2, или на
16.6%. Самое масштабное сведение леса было зафиксировано в наиболее залесенной
Центральной, Северо-Восточной5 и Юго-Восточной Индии [38]. Ныне леса в стране сохра¬
нились лишь на 11.5% ее площади [39], и от эрозии и дефляции серьезно пострадали уже около
1.5 млн. км2, или около 45% площади Индии [40]. За каждые 10 лет площадь сильно
заовраженных земель в стране увеличивается на 1% [41].
Прогрессирующему обезлесиванию подвергались в последние полвека Гималаи. В Непале
леса ежегодно вырубались на 4 тыс. км2 (2.8% в год от площади страны). В результате
почвенная эрозия, считающаяся нормальной в естественных условиях при уровне 1000 т/км2 •
• год, возрастала до 3000-7500 т/км2 • год. Главная причина ускоренного сведения лесов в этом
горном королевстве - быстрый рост пешего туризма, поскольку при обслуживании иностран¬
ных туристов топлива требуется значительно больше, чем для быта неприхотливого местного
населения [42]. В целом в Гималаях за последние полвека леса сократились с 60 до 25% (на
западе горной системы - до 15%) их общей площади. Возрастанию массы продуктов эрозии в
горах соразмерна их аккумуляция на предгорных равнинах. Результаты уровнемерных работ
на р. Брахмапутра, бассейн 5 которой имеет значительную водолитосборную площадь
5	В штате Западная Бенгалия леса ежегодно сводились на площади 15 тыс. км2 [37]).
82

Рис. 8. Увеличение уровня воды р. Брахмапутра у Дибругарха с 1913 по 1978 г., обусловленное
возрастанием аккумуляции продуктов эрозии на дне реки (с изменениями по [43])
N - норма уровня воды
в Гималаях, свидетельствуют, что на протяжении большей части XX в. среднегодовой уровень
воды в реке неуклонно возрастал (в среднем на 34 мм/год). Связано это, как полагают
индийские гидрологи [43], с возрастанием скоростей отложения наносов - продуктов эрозии в
Гималаях - на дне реки в ее нижнем течении (рис. 8).
В значительной степени усилению эрозии в регионе способствовало расширение инженерно-
технических работ. Только за период 1950-1980-х годов общая протяженность дорог в Индии
возросла с 400 до 1546 тыс. км (по прогнозам к 2001 г. - до 2700 тыс. км) [44], сопровождаясь
развитием вдоль них новых эрозионных форм. Возросшая масса продуктов эрозии
антропогенного происхождения аккумулируется в многочисленных водоемах и водотоках
ирригационной системы страны. Исследованиями установлено [45], что заиление водохранилищ
Индии в период независимости проходило быстрыми темпами, которые, как правило, вдвое
(а иногда, в 4-6 раз) превышали расчетные.
С высоким приростом населения (с 1946 по 1989 г. оно увеличилось с 6.6 до 19.0 млн. чел.
[46]) могло быть связано ощутимое усиление эрозии в соседней Шри-Ланке. Учитывая
отмеченную выше зависимость К. Абернети, можно предположить, что в этот отрезок времени
сток наносов с острова в Индийский океан возрос не менее чем в 4—5 раз.
В Пакистане проблема ускорения эрозии в последние полвека стояла, по всей видимости, не
менее остро: за 1947-1976 гг. обрабатываемые площади выросли в стране с 155 до 195 тыс. км2,
при одновременном увеличении парка тяжелой сельскохозяйственной техники, что нарушает
нормальные воднофизические свойства почв6. Ныне из всех сельскохозяйственных земель
(753 тыс. км2) в республике 84% повреждено процессам опустынивания, в том числе до 400 тыс.
км2 - эрозии и дефляции [48].
Юго-Западная Азия
Мы не располагаем информацией о динамике стока наноса в реках этого региона, что
затрудняет сделать надежные выводы о направленности скоростей эрозии. Предположим, что
и здесь хозяйственная деятельность могла служить основой ускорения всех видов денудации,
что отмечалось, например, на пространствах пустынь и полупустынь Ирака при чрезмерном
выпасе скота, ранней пастьбе, сведении на топливо пастбищных полукустарников и т.д. [49].
Аналогичный сценарий был характерен для 40% территории Сирии [50], в Палестине [51]. Один
из факторов, сопутствующих почвенной и овражной эрозии, - механизация сельского
хозяйства, например, в Иране число тракторов прирастало на 9% год, в Турции - на 10%/год
6	С начала 1950-х годов по 1981 г. парк только тракторов в Пакистане увеличился с 3000 до
117 940 единиц [47].
83

Рис. 9. Карта направленности темпов эрозии в Азии во второй половине XX в.
Тенденции: 1 - восходящая; 2 - нисходящая; 3 - стационарная (а - установленная, б - пред¬
полагаемая); 4 - нет данных
[52]. Кроме этого, в Турции ускорению эрозии могли способствовать участившиеся лесные
пожары [53].
В отдельных районах деятельность человека, напротив, способствовала уменьшению
активности эрозионных процессов. Так, в Израиле с 1970 по 1986 г. лесопокрытая площадь
была увеличена с 89.2 до 100.8 тыс. га, а в 2000 г. ее планировалось довести до 160.8 тыс. га [54].
Очевидно, эффект этих работ должен был выразиться в уменьшении эрозионных потерь почв,
поскольку климатический фактор (сток воды) за истекшие 50-60 лет практически не имел
статистически значимой направленности [55].
Выводы
Во второй половине XX в. в Азии обособились три области/пояса с разнонаправленными
тенденциями эрозии и СВН (рис. 9).
1.	Северная и Северо-Восточная Азия с относительно стационарным режимом стока наносов
и эрозии, обусловленным преимущественно однонаправленной динамикой водности;
2.	Западная Сибирь, Центральная и Восточная Азия (в пределах Китая) с преобладающей
тенденцией ослабления эрозии и уменьшения стока наносов. Причины - сокращение стока
воды и проводимые противоэрозионные мероприятия;
3.	Юго-Восточная, Южная, Юго-Западная Азия с тенденцией ускорения эрозии. Основная
причина - нерациональное землепользование при агрикультурной деятельности.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 11 .Дедков А.П., Мозжерин В.И. Глобальный сток наносов в океан: природная и антропогенная состав¬
ляющие // Эрозионные и русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 2000. Вып. 3. С. 15-23.
2.	Дедков А.П., Мозжерин В.И. Эрозия и сток наносов на Земле. Казань: Изд-во КазГУ, 1984. 264 с.
3.	Львович М.И., Карасик Г.Я., Братцева Н.П. и др. Современная интенсивность внутриконтинентальной
эрозии суши земного шара // Результаты исследований по международным геофизическим проектам.
М.: 1991.336 с.
4.	Walling D.E., Webb B.W. Erosion and sediment yield: a global overview // IAHS Publ. 1996. № 236. P. 3-19.
5.	Бобровицкая H.H. Водная эрозия на склонах и сток наносов: Автореф. дис. ... докт. геогр. наук.
СПб.: 1995. 59 с.
6.	Мои J. The impact of environmental change and the Yellow River basin // IAHS Publ., 1991. № 203. P. 47-52.
7.	Чалов P.C., Лю Шугуан, Алексеевский Н.И. Сток наносов и русловые процессы на больших реках
России и Китая (Северная Двина, Обь, Лена, Хуанхэ, Янцзы). М.: Изд-во МГУ, 1999. 212 с.
8.	Сток наносов р. Хуанхэ / Под ред. Чжао Веньлиня. Чженчжоу: Водное хозяйство р. Хуанхэ. 1996 (на
кит. языке).
9.	Lin Ch. Mechanism of sediment yield on the Huandgling anticlinal region in the Three Gorges of the Yangtze
River//Hydrol. and Environ.: 23rd Congr. (Ottawa. 1989. 21-25 Aug.). Ottawa, 1989. P. 487^189.
10.	Milliman J.D., Meade R.H. World-wide delivery of river sediment to the oceans // J. Geol. 1983. № 91. P. 1-21.
11.	Dingzhong D., Ying T. Soil erosion and sediment yield in the Upper Yangtze River basin // IAHS Publ. 1996.
№236. P. 191-203.
12.	Ивлев A.M., Дербенцева A.M., Любин А.С., Морякова Л.А. Оврагообразование в Приморье и его
воздействие на почвы. Владивосток: Изд-во Дальневост. ун-та, 1990. 136 с.
13.	Бирюков В.В. Проблемы регионального использования ресурсов в связи с промышленным освоением
Азиатского севера // Проблемы землепользования на современном этапе перестройки. Киев: 1989.
Вып. 2. С. 89-93.
14.	Хисматуллин Ш.Д. Эрозия на сельскохозяйственных землях Иркутской области // География
и природные ресурсы. 1991. № 4. С. 49-61.
15.	Брюханов В.А. Эрозионно-аккумулятивный процесс в бассейне Большой Речки (Алтай) // Эро-
зиоведение: теория, эксперимент, практика (тез. докл. Всесоюз. научн. конф. Москва, 26-28 декабря
1991. С. 27-28.
85

16.	Рыжов Ю.В. Овражная эрозия в межгорных котловинах Юго-Западного Прибайкалья //
Геоморфология. 1998. № 3. С. 85-92.
17.	Каючкин Н.П. Транспорт и территориальная организация расселения и хозяйства Иркутской обла¬
сти // География и природные ресурсы. 1989. № 4. С. 96-102.
18.	PetrofD. Siberian forests under threat // Ecologist. 1992. V. 22. JSIb 6. P. 267-270.
19.	Куттумуратов T.K., Андреев A.K. Преобразование целинных земель Казахстана // Финансы СССР.
1983. № 4. С. 24-26.
20.	Баубеков АЛ. Проблемы борьбы с ветровой эрозией на целине // Соц.-полит. история Приишимья.
Целиноград: Изд-во Ин-га ист., археол. и этногр. АН КазССР, 1990. С. 133-134.
21.	Батжаргал 3. К вопросу охраны экосистем в МНР // Экол. кооп. 1989. № 3-4. С. 16-22.
22.	Панкова Е.И. Деградационные процессы на пахотных землях Монголии // Почвоведение. 1993. № 12.
С. 92-98.
23.	Snowfall levels decline in snow areas over past decades // Atmos. Jap. 1997. V. 48. № 9. P. 14.
24.	Fujuta Y. Problems in the development of forest resources in Japan // Reg. Conf. Asian Pasif. Countries. Int. Geogr.
Union (Beijing. 1990. 13-20 Aug.). Beying. 1990. V. 2. P. 461.
25.	Chinen T., Riviere A. Post-eruption erosion processes and plant recovery in the summit atrio of Mt. Usu,
Japan // Catena. 1990. V. 17. № 3. P. 305-314.
26.	Biswas A.K. Impacts of hydroelectric development on the environment // Energy policy. 1982. V. 10. № 4.
P. 349-353.
27.	Авакян А.Б., Овчинникова С.П., Салтанкин В.П. Водохранилища Азии // Водные ресурсы. 1987. № 3.
С. 92-104.
28.	Brookfield Н., Byron У. Deforestation and timber extraction in Borneo and Malay Peninsula: the record since
1965 // Glob. Environ. Change. 1990. V. 1. № 1. P. 42-56.
29.	Kummer DM. Deforestation in the post-war Philippines // 19th World Congr.: "Sci. Forest: IUFRO's 2nd Century"
(Montreal. 1990,5-11 Aug.). Montreal, 1990. V. 6. P. 199-209.
30.	Dalmacio M.V. Diagnosis and design of agroforestry for upland development // Cohopy. 1986. V. 12. № 1.
P. 10-12.
31.	Hirsch Ph. Forests, forest reserve and forest land in Thailand // Geogr. J. 1990. V. 156. № 2. P. 166-174.
32.	Zimmermann G.R. Der tropische Regenwald in Kalimantan (Indonesisch Borneo) // Geogr. Res. 1992. V. 44.
№ 1. P. 40^17.
33.	Haeruman H. Future of tropical forests in Indonesia, resolving land resources conflicts // Environmentalist. 1985.
V. 5. № 10. P. 111-114.
34.	Jingshan Ch. Hua dong shifan daxue xuebao. Ziran kexue ban // J. East China Norm. Univ. Nat. Sci. 1994. № 1.
P. 69-75.
35.	Amas K., Purwanto I. Aliran permukaan dan erosi pada berbagai penutupan lahan in Kadipaten, Jawa Barat // Bui.
Penelit. Hut. 1992. № 547. P. 1-11.
36.	A compendium of major international rivers in the ECAFE region / UN Economic Comm, for Asia and the Far East
(Water resources series). 1966. № 29. 75 p.
37.	Banerjee U. Forest and Foresty in West Bengal: Problems, prospects, experiences and recent trends // Geogr. Rev.
India. 1990. V. 52. № 3. P. 4-9.
38.	Шеров-Игнатъев В. Индия. Судьба лесов // Азия и Африка сегодня. 1989. № 8. С. 28-30.
39.	Schuman М. Unequal Struggle // Far East. Econ. Rev. 1991. V. 153. № 38. P. 48.
40.	Pandey V.K., Tewari S.K. Some ecological implications of land use dynamics in Uttar Pradesh // Indian J. Agr.
Econ. 1987. V. 42. № 3. P. 388-394.
41.	Haigh MJ. Ravine erosion and reclamation in India // Geoforum. 1984. V. 15. № 4. P. 540-561.
42.	Stott T. Deforestation in Nepal // Geogr. Rev. 1989. V. 3. № 1. P. 32-35.
43.	Narayana D.V., Babu U. Estimation of Soil Erosion in India // J. Irrig. and Drain. Eng. ASCE. V. 109. № 4.
44.	Sundaram K.M. Viability of road transport // IRTDA News letter. 1986. V. 55. № 14. P. 1-3.
45.	Sharma J.S. Trends in environmental problems and their future in India // Int. Symp. Biosphere Proc. Cond. Pap.
(Miami Beach. 1984. 23-24 Apr.). Coral Gables. 1984. P. 56-58.
46.	Simpson E.S. An island divided / Geogr. Mag. 1989. V. 61. № 10. P. 1-4.
47.	Mushtagur R. Tractorization of agriculture in Pakistan // Geo. J. 1987. V. 15. № 4. P. 387-392.
48.	Ростоцкий С.Б. Пакистан: проблемы опустынивания в условиях орошаемого земледелия // Борьба
с опустыниванием путем комплексного развития. Ташкент: 1981. С. 229-233.
49.	Боровикова К.Н. Роль антропогенного фактора в формировании ландшафтов пустынь Ирака // Пробле¬
мы взаимодействия человека и биосферы. М.: 1989. С. 167-170.
50.	Георгиевский А.Б. Пастбища Сирийской пустыни и их продуктивность // Природные ресурсы пустынь
и их освоение. Ашхабад: 1986. С. 252-253.
51.	Аду Ораби Г.В. Опустынивание и проблемы сельскохозяйственных ресурсов в Иордании // Борьба с
опустыниванием путем комплексного развития. Ташкент: 1981. С. 94-96.
86

52.	Richards A., Ramezani A. Mechanization, off-farm employment and agriculture // Labor and Rainf. Agr. West Asia
and N. Africa, 1990. P. 49-65.
53.	Serez M. Forest fires and Fire management in Turkey // 19th World Congr.: "Sci. Forest: IUFRO's 2nd Century"
(Montreal. 1990,5-11 Aug.), Montreal, 1990. V. 1. P. 197-214.
54.	Schonau A.P.G. Some forestry aspects and relevant research in Israel // Ann. Rep., Pietermaritzburg, 1988.
P. 50-52.
55.	Cohen S., Stanhill S. Contemprorary climate change in the Iordan valley // J. Appl. Meteorol. 1996. V. 35. № 7. P.
1051-1058.
Казанский госуниверситет	Поступила в редакцию
04.12.2001
THE TRENDS OF EROSION AND SUSPENDED LOAD RUNOFF IN ASIA DURING
THE SECOND HALF OF THE 20th CENTURY
A.V. GUSAROV
Summary
The long-term observations of the suspended load runoff, data on factors of erosion, published materials and
Internet data were used for determining the regions with cetrain trends of erosion. In the Northern Asia the main factor
of erosion changes is climate while in the eastern, southern, south-eastern and south-western regions of Asia it is human
activity (deforestation and reforestaton, scarifying, regrassing etc.)
УДК 551.4.03(-924.16)
© 2002 г. О.П. КОРСАКОВА
МОРФОЛОГИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ РЕЛЬЕФА СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЙ
ЧАСТИ БАЛТИЙСКОГО ЩИТА1
Анализ рельефа является важнейшей частью структурно-геологических, неотектонических,
палеогеографических и других исследований. Основные региональные работы в этих направ¬
лениях выполнялись А.А. Никоновым, С.А. Стрелковым, Г.С. Рубинраутом и другими автора¬
ми, которые при выделении форм рельефа всегда основывались на генетических (морфо¬
структурных) принципах [1-3 и др.], т.е. в качестве формы (морфоструктуры) предлагалась
геологическая или неотектоническая структура, в пределах которой описывался рельеф.
Нисколько не умаляя целесообразность их подходов при решении разных конкретных задач,
предлагается проанализировать территорию, исходя из морфологии поверхности северо-
восточной части Балтийского щита, не вдаваясь в генетические объяснения ее строения.
В таком случае предметом исследования и средством познания земной поверхности становится
сама форма. Морфологическая структура, или форма рельефа, представляющая собой мор¬
фологически обособленную часть земной поверхности, отражает проявление пространственно-
временного комплекса геолого-геоморфологических процессов. Разным формам соответствует
и разное содержание, объем которого устанавливается, исходя из доступных знаний, далеко не
исчерпывающих всего многообразия природных взаимосвязей. Рельеф всегда доступен
изучению, и морфологический анализ поверхности может служить методом познания геолого¬
геоморфологических процессов и явлений, имеющих место в пределах конкретных регионов.
Суть проведенного морфологического анализа рельефа состоит в генерализации дневной
поверхности северо-восточной части Балтийского щита, в определении количественных
различий между высотными градациями рельефа (значимых изогипс), в разделении поверх¬
ности на структурные единицы, которыми являются отдельные формы рельефа: низменности,
возвышенности и горы. Это три основных категории рельефа, в каждом регионе обладающие
1 Работа выполнена в рамках тематических исследований Геологического института КНЦ РАН. Автор
благодарна В.В. Ладан и С.А. Селиверстовой за помощь, оказанную в морфометрических построениях.
87

Рис. 1. Гипсографическая кривая современной поверхности северо-восточной части Балтийского щита
конкретными параметрами. Они характеризуются определенными значениями вершинного
уровня (максимальных абсолютных высот поверхности) и площади. Итогом данного анализа
выступает морфологическое районирование северо-восточной части Балтийского щита.
Для изображения форм рельефа на карте существуют различные высотные шкалы,
имеющие разные значения рубежных горизонталей (морфоизогипс). В большинстве случаев
выбор этих значений достаточно произволен и далеко не однозначен, из-за чего тому или иному
высотному уровню придается бблыпая значимость, которой он может и не обладать. В качестве
действительно значимой для региона рубежной горизонтали, отделяющей низменности от
возвышенностей, в условиях равнинных территорий вслед за А.А. Тилло [4], Ю.А. Мещеря¬
ковым [5, 6], В.А. Исаченковым [7] и другими авторами целесообразно считать горизонталь,
соответствующую средней высоте региона. Наличие горных массивов в северо-восточной части
Балтийского щита обусловило более дробную высотную дифференциацию поверхности,
поэтому для определения количественных показателей морфоизогипс использовалась
гипсографическая кривая, описывающая идеализированный профиль поверхности (рис. 1).
Значения абсолютной высоты в "точках перегиба" данной кривой, или в точках резкого
изменения наклона касательной к графику функции F(h), где h - абсолютная высота, наряду со
средней высотой соответствуют значениям рубежных горизонталей региона. Подобные работы
для Русской равнины выполнялись и ранее [7, 8]. Для северо-восточной части Балтийского
щита они представлены впервые.
Методика исследования. Морфологические построения и обобщения, членение поверхности
на морфологические структуры осуществлялись посредством общепризнанных морфометриче¬
ских методов разномасштабного осреднения топографической поверхности [7—10 и др.].
Разномасштабному осреднению предшествовало построение гипсографической кривой с целью
определения высотных значений (абсолютная высота над уровнем моря) основных категорий
рельефа - низменностей, возвышенностей и гор. Для построения гипсографической кривой
(рис. 1) использовались среднемасштабные топографические карты м-ба 1 : 500 000, по
которым вычислялась площадь территории, ограниченной горизонталями в пределах каждых
50 м высоты.
Разноранговая генерализация рельефа осуществлялась при помощи графоаналитических
приемов, т.е. осреднением топографической поверхности способом "скользящего окна" на
основе определения среднего арифметического значения абсолютной высоты ключевых
участков - равновеликих квадратов. Исходными данными для сглаживания рельефа служили
высотные отметки, снятые с топографических карт СССР м-бов 1 : 500 000 (состояние
88

местности на 1973-81 гг.) и 1 : 100 000 (состояние местности на 1965-66 гг.). В зависимости от
ранга выделяемых морфологических единиц отметки снимались по соответствующим сеткам
равновеликих квадратов. Квадраты располагаются с 50%-ным, перекрытием по рядам
и столбцам, что позволяет многократно учесть одну и ту же территорию в составе разных ячеек
и тем самым максимально точно представить поле средней высоты. Сетки равновеликих
квадратов произвольно накладывались на карту м-ба 1 : 500 000.
Для определения средней высоты суммировались максимальная и минимальная ее величины
в соответствующей ячейке, а также значения характерных точек внутри ключевых участков
и точек, расположенных в углах равновеликих квадратов. Полученная сумма делилась на
количество учтенных значений, число которых зависит от контрастности рельефа и от
масштаба сглаживания, или от размеров ячеек осреднения.
Размеры ячеек осреднения обусловлены размерами выделяемых форм рельефа, т.е. их
рангом. Крупнейшие и крупные формы соотносятся по своим размерам с площадью региона,
которая составляет 144 878 км2 (таблица) в проекции на карте м-ба 1 : 500 000, принятого
в качестве рабочего. Величина ячеек осреднения в целом на порядок меньше площади региона
для выделения крупнейших форм и на два порядка меньше для крупных форм. Размеры ячеек
сглаживания при среднеранговой генерализации рельефа поверхности к площади региона не
привязаны. Они определялись, исходя из правила, что размеры "скользящего окна" должны
быть не менее чем в 2 раза меньше величины выделяемой формы [11]. В.А. Исаченков
определил, что величина средних форм рельефа на северо-западе Русской равнины составляет
1000 - 10 км2 [7], поэтому для их выделения в данном случае принята площадь ячеек
осреднения, которая в 2 раза меньше установленных максимальных размеров средних форм
рельефа.
Осреднение топографической поверхности наиболее высокого ранга, соответствующей
крупнейшей региональной форме (без крупных, средних, мелких и мельчайших), осущест¬
влялось по 52 квадратам площадью 10 000 км2. В зависимости от контрастности рельефа
средняя высота в пределах ключевого участка вычислялась по 100-120 значениям характерных
точек. Подобное осреднение поверхности с целью определения крупных форм (без средних,
мелких и мельчайших) выполнялось по показателям, учитывающим значение 25-30 харак¬
терных точек для каждого из 215 участков, размеры которых соответствуют площади листа
карты м-ба 1 : 100 000 (примерно 1630 км2).
При выделении средних форм рельефа (без мелких и мельчайших) искомые показатели
вычислялись по 10-12 значениям характерных точек из 710 равновеликих квадратов площадью
примерно 500 км2 каждый. Чем ниже ранг осредненной поверхности, тем более она
приближается к реальной топографической. Определение мелких и мельчайших форм рельефа
методом осреднения не проводилось, но оно имеет смысл при крупномасштабных исследо¬
ваниях. В каждом случае найденные значения средних высот приписывались центру соот¬
ветствующих ключевых участков, сетка которых помещена на топографической основе м-ба
1 : 500 000. Точки с одинаковыми значениями соединялись изолиниями.
Данные для построения гипсографической кривой
Абс. высота, м
Площадь ступеней
Абс. высота, м
Площадь ступеней
км2
% от общей
площади
км2
% от общей
площади
1100-1200
7.50
0.005
500-550
540.00
0.373
1050-1100
16.75
0.012
450-500
852.75
0.589
1000-1050
41.50
0.029
400-450
1430.00
0.987
950-1000
60.50
0.042
350-400
2760.75
1.906
900-950
96.75
0.067
300-350
6018.50
4.154
850-900
116.00
0.080
250-300
17293.75
11.937
800-850
140.50
0.097
200-250
32875.00
22.690
750-800
208.00
0.144
150-200
28296.50
19.531
700-750
183.50
0.127
100-150
29995.25
20.703
650-700
222.00
0.153
50-100
15468.00
10.677
600-650
242.00
0.167
0-50
7690.50
5.308
550-600
322.00
0.22
ВСЕГО
144878
100
89

Для того чтобы более объективно ранжировать формы рельефа и определить характер их
морфологии (выпуклость, вогнутость или выровненность, замкнутость и т.п.), строились мор¬
фометрические карты остаточного осредненного рельефа - разности между осредненной
поверхностью низкого и соответствующего ему более высокого рангов. Остаточный осреднен-
ный рельеф также представляется в виде изолиний.
Изображение рельефа на карте в виде изолиний предполагает определение линейных границ
морфологических структур. Выделение морфологических единиц осуществлялось визуально
при глазомерной оценке осредненных поверхностей по рисунку горизонталей и сопоставлении
их с соответствующими морфометрическими картами, на которых показан разноранговый
остаточный осредненный рельеф. Следует заметить, что это не составляло труда при наличии
выраженных линейных элементов рельефа. В других случаях границы проводились в некоторой
степени условно, поэтому их положение может незначительно меняться в зависимости от масш¬
таба приближения осредненной поверхности к реальной и от степени генерализации исходной
информации.
Выделялись крупные и средние формы двух порядков. Причем формы II порядка опре¬
делялись на картах остаточного осредненного рельефа, в то время как на картах осредненного
рельефа соответствующего ранга они изолиниями не фиксируются. Кроме того, ко II порядку
отнесены крупные и средние формы рельефа, площадь которых не соответствует принятому
условию: размеры выделенных морфологических единиц должны быть не менее чем в 2 раза
крупнее размеров ячеек осреднения [11]. Таким образом, в зависимости от интерпретации
крупные формы II порядка могут быть средними формами I порядка, а средние формы
II порядка соответственно мелкими формами I порядка. В целом крупные формы рельефа
I порядка в северо-восточной части Балтийского щита при выбранном масштабе сглаживания
рельефа имеют размеры, превышающие 3300 км2, средние формы рельефа I порядка не могут
быть меньше 1000 км2.
Результаты морфометрических построений и обобщений. Согласно данной методике,
в пределах северо-восточной части Балтийского щита установлены три главные гипсометриче¬
ские ступени рельефа: нижняя, имеющая высоту менее 250 м, занимающая 79.0% территории
и соответствующая низменностям; средняя, обусловленная распространением возвышенностей
с высотами от 250 до 650 м и занимающая 20.25% территории; верхняя, имеющая высоту более
650 м, занимающая 0.75% поверхности и связанная с наличием горных массивов (таблица).
Принадлежность каждой отдельной формы рельефа к низменностям, возвышенностям или
горам определяется существующими максимальными значениями вершинного уровня
конкретных морфологических структур. Уточненная средняя (среднеарифметическая) высота
региона составляет 232 м над уровнем моря, поэтому ближайшее к ней в масштабе
исследования (1 : 500 000, высота сечения рельефа - 50 м) значение изолонии 250 лимитирует
вершинный уровень низменностей, т.е. в северо-восточной части Балтийского щита
к низменностям относятся все формы рельефа, высота которых не превышает этого значения.
Формы рельефа, имеющие высоту более 250 м, отнесены к возвышенностям, причем те
формы, которые выше 650 м, в северо-восточной части Балтийского щита являются горами. На
гипсографической кривой в качестве "точек перегиба” графика функции F(h) выделяются
значения 100, 350, 800 м. Они являются второстепенными высотными границами форм
в пределах главных гипсометрических ступеней рельефа.
Общий гипсографический облик рельефа дневной поверхности (равнина, плато, гряда и т.п.),
ограничивающей отдельные его формы, зависит от распределения абсолютных высот.
Распределение абсолютных высот в северо-восточной части Балтийского щита позволяет
выделить шесть подтипов форм рельефа (рис. 1).
Низменности подразделяются на два уровня: 1) низкие в основном приморские равнины
и впадины с преобладающими абсолютными высотами до 100 м и 2) повышенные, главным
образом, наклонные равнины с абсолютными высотами до 250 м. Выделяются две высотные
разновидности возвышенностей: 3) равнинные и грядово-холмистые с абсолютными отмет¬
ками, не превышающими 350 м; 4) преимущественно холмистые плато и гряды с вершинным
уровнем до 650 м. Горы подразделяются на: 5) низкогорные - до 800 м и 6) среднегорные
массивы с максимальными высотами до 1200 м.
Названные формы рельефа в зависимости от занимаемой площади могут быть круп¬
нейшими, крупными, средними и т.п. Их ранжирование выполнено традиционным способом
разномасштабного гипсометрического осреднения рельефа. Установлено, что северо-восточная
часть Балтийского щита является крупнейшей формой II порядка, т.е. ее размеры сравнимы
с размерами региона (величина крупнейших форм I порядка превышает площадь региона
90

Рис. 2. Гипсометрические схемы осредненных поверхностей северо-восточной части Балтийского щита
Осреднение: а - по участкам площадью 10 тыс. км2; б - по участкам, соответствующим площади листа
топокарты м-ба 1 : 100 000, т.е. примерно 1600 км2; в - по участкам площадью 500 км2.
/ - изолинии осредненного рельефа, 2 - береговая линия; 3 - государственная граница
91

и может быть сопоставима с размерами платформы). В осредненном виде (рис. 2d) эта форма
представляет собой двухвершинную куполообразную морфологическую структуру с выступом,
повторяющим очертания Кольского п-ова.
Крупнейшая и крупные формы рельефа без средних, мелких и мельчайших (поверх¬
ность Б) отражены в виде изолиний средней высоты на рис. 26, крупнейшая, крупные и средние
без мелких и мельчайших (поверхность В) - на рис. 2в. Для выделения форм рельефа только
определенного ранга проведено вычитание осредненной поверхности более высокого ранга из
поверхности более низкого ранга, в результате чего были получены поверхности остаточного
осредненного рельефа. Остаточный осредненный рельеф, соответствующий крупным формам,
представляет собой разность между поверхностью Б и А (рис. За), а средним формам - между В
и Б (рис. 3б).
Итогом морфометрических построений и обобщений явилось морфологическое райони¬
рование северо-восточной части Балтийского щита. Оно основано на относительном сходстве и
различии поверхности в зависимости от размеров площади, занимаемой каждым таксоном.
Выделенные по этому признаку формы рельефа объединяют в себе разнородные элементы,
отличающиеся значениями абсолютных высот, поэтому каждая крупная по площади форма
может включать в себя разные по высоте более мелкие морфологические структуры.
Например, более крупная форма рельефа - возвышенность может состоять из более мелких
форм, относящихся к низменностям и возвышенностям. На рис. 4 показана схема
морфологического районирования, учитывающего крупные формы I и II порядков.
Наиболее многочисленными формами рельефа в северо-восточной части Балтийского щита
являются возвышенности, представляющие собой морфологически обособленные части
поверхности, вершинный уровень которых достигает 650 м. Это преимущественно
возвышенные равнины, плато, гряды, холмистые возвышенности, однако соответствующие
высоты могут иметь и формы рельефа, морфологически выраженные в виде впадин. Итак, по
итогам морфометрических построений к возвышенностям нами отнесены (рис. 4): Западно-
Мурманская (1), состоящая из двух крупных форм II порядка - Северо-Западной наклонной
равнины (1а) и впадины Урагубы и Западного Мурмана (16); Печенгско-Мурманская (2) с
Западно-Мурманским плато (2а) и высокой низменной равниной Кутсъявр (26); Паз-Туломская
впадина (3) с Туломской (За) и Паз-Лоттинской (36) возвышенными равнинами; Панская (7) и
Ковдоро-Енская возвышенности (8) с Ковдорской (8а) и Верхнетумчской (86) холмистыми и
холмисто-грядовыми возвышенностями; Тумча-Кандалакшская впадина (9) с низиной
Ковдозерская впадина (9а), Кандалакшско-Колвицким горным массивом (96), Порья-
Умбинской низменностью (9в) и Пяозерско-Лоухской возвышенной равниной (9г); Колозерско-
Ревдозерская впадина (10) с Колозерской (10а) и Ревдозерской (106) впадинами; Куола (11) с
Куолаярвинской возвышенностью (11а), Куолайокской возвышенной равниной (116) и
возвышенностью Палотунтури (11 в); Пиреньгско-Умбинская впадина (12), состоящая из
Пиреньгской (12а) и Верхнеумбинской (126) частей; Мурманско-Кольская возвышенность (15);
Восточно-Мурманское плато (16) с Лумбовским плато (16а) и Лявозерско-Енозерской
возвышенной равниной (166); Кейвско-Понойская впадина (17) с Кейвским (17а), Пурначским
(17в) плато и Понойско-Стрельнинской возвышенной равниной (176); холмисто-грядовая
возвышенная равнина Пеуратунтури (20).
В качестве крупной формы II порядка Нотинская возвышенная равнина (46) наряду с
Западным низкогорным массивом (4а) входит в состав крупной формы I порядка - Лотто-
Нотинского горного массива (4). Кроме него и уже названного в составе Тумча-Кандалакшской
впадины (9) Кандалакшско-Колвицкого горного массива (96) горами в регионе являются
Центральный (5) и Хибино-Ловозерский (6) среднегорные массивы. Вершинный уровень гор
ограничен наибольшими в регионе значениями абсолютной высоты.
Низменности, в пределах северо-восточной части Балтийского щита достигающие 250 м
высоты, представлены здесь следующими крупными формами рельефа: наклонными
равнинами Восточно-Мурманский (13) и Кандалакшско-Терский берег (14), где выделяются
крупные формы II порядка - приморские равнины Восточно-Терский (14а), Западно-Терский
(14в), Северно-Терский (14г) и Кандалакшский берег (14е), а также Восточно-Кольская (146) и
Северо-Восточная (14д) высокие равнины. Крупной формой I порядка среди низменностей
является Южно-Кольская высокая равнина (18). К этой категории относятся также уже
названные Ковдозерская впадина (9а), как крупная форма II порядка, наряду с Порья-
Умбинской низменностью (9в) входящая в состав возвышенности Тумча-Кандалакшская
впадина (9). Кроме того, следует отметить высокую низменную равнину Кутсъявр (26),
входящую в состав Печенгско-Мурманской возвышенности (2).
92

Pwc. 3. Схемы остаточного осредненного рельефа, соответствующего: а - крупным формам, б средним
формам дневной поверхности
Условные обозначения см. рис. 2
93

Рис. 4. Схема морфологического районирования северо-восточной части Балтийского щита (учтены
крупные формы рельефа)
Крупные формы рельефа: 1-1 порядка, 2 - II порядка; 3 - государственная граница; 4 - береговая линия.
Названия морфологических единиц даны под соответствующими номерами в тексте
Изогипсы осредненного рельефа (рис. 26, 2в), а также изолинии остаточного осредненного
рельефа (рис. 3) выделяют крупную форму I порядка - бассейн Белого моря (19) (рис. 4).
Морфологические структуры дна Баренцева моря не выделялись, за исключением прибрежных
районов, которые отнесены к смежным разноранговым формам рельефа. В целом прибрежные
части дна морей включены в состав единых территориальных морфологических структур.
Рассмотренный материал позволяет сделать следующие выводы:
1.	Северо-восточная часть Балтийского щита представляет собой куполообразную двух¬
вершинную морфологическую структуру, являющуюся крупнейшей формой рельефа, размеры
которой сопоставимы с размерами региона. В ее пределах в качестве крупных, средних и более
дробных структур выделяются многочисленные низменности, возвышенности и горы.
2.	Вершинный уровень низменностей не превышает средней высоты региона, что в при¬
нятом масштабе исследования (при сечении рельефа горизонталями через 50 м) составляет
250 м н.у.м. Для возвышенностей рубежное значение вершинного уровня не превышает 650 м,
вершинный уровень гор находится выше 650 м и ниже 1200 м (максимальная абсолютная
высота региона). Морфологически низменности представлены низкими (до 100 м) и высокими
(выше 100 м) равнинами и впадинами. Возвышенности являются преобладающими формами
рельефа всех рангов, они также подразделяются на два высотных подтипа: до 350 м и от 350 до
650 м. В зависимости от распределения абсолютных высот они могут быть равнинами,
впадинами, грядово-холмистыми массивами, холмистыми равнинами, грядами. Формы рельефа,
имеющие абсолютные высоты более 650 м, относятся к горам, которые подразделяются на
низкие (до 800 м) и средние (выше 800 м). Рубежные значения вершинного уровня всех
высотных категорий рельефа установленыв по гипсографической кривой северо-восточной
части Балтийского щита.
3.	Представленное морфологическое районирование выполнено формально, т.е. специально
не учитывая никаких генетических факторов (геологических, структурных, тектонических
и др.). Оно отличается от предлагаемого ранее [12], которое хотя и проводилось на основе
осреднения рельефа, но при выделении конкретных форм рельефа в значительной степени
было традиционно ориентировано на геологические границы. Все выполненные региональные
работы [1-3, 13 и др.], затрагивающие изучение рельефа, также опирались на геологические
структуры. Однако морфологические границы часто, но далеко не всегда совпадают с гео¬
94

логическими. Морфологическая обособленность конкретных участков поверхности
проявляется через современное распределение абсолютных высот, которое в условиях северо-
восточной части Балтийского щита, расположенного в высоких широтах, омывающегося
водами двух морей, имеющего длительную историю развития, тектонически активного,
неоднократно покрывавшегося ледниками и подвергавшегося выравниванию, зависит от всех
этих и многих других взаимодействующих факторов, а не только от геологического строения
территории.
Предлагаемое морфологическое районирование может явиться основой для дальнейших
морфоструктурных, неотектонических и других исследований, сопряженных с изучением
рельефа.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Никонов АЛ. Развитие рельефа и палеография антропогена на западе Колького полуострова. М.; Л.:
Наука, 1964. 183 с.
2.	Стрелков С.А. Морфоструктуры северо-восточной части Балтийского щита и основные
закономерности их формирования // Палеогеография и морфоструктуры Кольского полуострова. Л.:
Наука, 1973. С. 3-80.
3.	Рубинраут Г.С. Морфотектоника Кольского полуострова. Апатиты: Изд-во Кол. ФАН СССР, 1987.
74 с.
4.	Тилло АЛ. Орография Европейской России на основании гипсометрической карты // Изв. Рус. геогр.
о-ва. 1890. Т. 26. С. 8-32.
5.	Мещеряков ЮЛ. О принципах изображения рельефа на обзорных гипсометрических картах // Изв. АН
СССР. Сер. геогр. 1954. № 4. С. 61-72.
6.	Мещеряков ЮЛ. Структурная геоморфология равнинных стран. М: Наука, 1965. 390 с.
7.	Исаченков ВЛ. Проблемы морфоструктуры и древнеледниковой морфоскульптуры. Л.: Наука, 1988.
176 с.
8.	Бронгулеев В.Вад., Бронгулеев В.В. Карта усредненного рельефа Русской равнины // Геоморфология.
1987. № 1. С. 15-24.
9.	Волков Н.М. Принципы и методы картометрии. М.: Изд-во АН СССР, 1950. 228 с.
10.	Абрамов А.Е., Мещеряков ЮЛ. Опыт определения средних высот возвышенностей и низменностей
Русской равнины // Вопросы применения картографических методов при географических
исследованиях. М.: Изд-во АН СССР, 1960. С. 62-71.
11.	Берлянт А.М. Картографический метод исследований. М.: Изд-во МГУ, 1978. 257 с.
12.	Korsakova О. The morphological zoning and the ranging of the North-East Baltic shiels land forms // Quanternary
deposits and neotectonics in the area of pleistocene glaciations. Abstract volume of the field symposium, May
12-16 1997, Belarus. Minsk: 1997. P. 35-36.
13.	Кудлаева А.П. Модель новейшей тектонической деформации исходной поверхности выравнивания
Кольского полуострова // Исследование развития Скандинавского ледникового покрова на территории
СССР. Апатиты: Изд-во Кол. ФАН СССР, 1981. С. 11-21.
Геологический ин-т КНЦ РАН	Поступила в редакцию
28.08.2000
MORPHOLOGICAL ANALYSIS OF THE N-E BALTIC SHIELD RELIEF
O.P. KORSAKOVA
Summary
The paper is emphasized on the problem of determining of the North-East Baltic Shield morphological structure. It
consists of different rank landforms, which may be distinguished by their area and altitudes. For this purpose the
generalization of topographic surface was made by the method of different scale averaging of relief and the distribution
of the heights above sea level was used. The main regional hypsometric boundaries of landforms were determined. As a
result the morphological zoning of the northern part of the Baltic Shield was carried out.
95

УДК 551.438.232
© 2002 г. Ю.А. ПАВЛИДИС
ВОЗМОЖНЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ В ДИНАМИКЕ И МОРФОЛОГИИ
КОРАЛЛОВЫХ БЕРЕГОВ В СВЕТЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЙ
О " ГЛОБАЛЬНОМ ПОТЕПЛЕНИИ"1
Введение
Согласно определению В.П. Зенковича [1] ’’коралловым" называется берег, образование
которого связано с рифообразующей деятельностью кораллов. В монографии "Берега" [2]
авторы применяют определение "коралловый берег" для береговой зоны в целом. В пределах
последней основная роль в формировании рельефа принадлежит рифостроителям - различным
животным и растительным организмам, способным усваивать известь из морской воды и
строить свои скелеты, из которых в последующем возникает коралловый риф.
Мы называем "коралловым берегом" собственно берег моря, образующийся или непо¬
средственно в результате деятельности кораллов, сформировавших, например, примкнувший
риф, или при накоплении обломочного кораллового материала и других скелетных остатков
морских организмов в волноприбойной зоне.
В "чистом виде" коралловые берега характерны для океанических островов, где снос
терригенного материала или отсутствует вовсе или незначителен, не подавляя процессов
биогенного морфолитогенеза. На Кубе и ряде островов в экваториально-тропической зоне
Тихого и Индийского океанов мы в свое время изучали современные процессы формирования
берегов, окаймленных коралловыми постройками, а также позднечетвертичную историю их
развития.
Было установлено, что коралловые берега чутко реагируют на изменения внешних условий,
в том числе на климатические и эвстатические.
В настоящее время на наших глазах на планете происходят глобальные изменения. В первую
очередь это касается климата. После завершения в XVIII в. Малого ледникового периода
начался рост приземной температуры воздуха, особенно сильный с 70-х годов XX в. В
последнее десятилетие регистрируются все более обширные положительные аномалии
температуры поверхностных вод океанов. Продолжается повышение его уровня. По-видимому,
природная обстановка приближается к некоторому климатическому максимуму, подобно тому,
который существовал в середине голоцена и именовался "атлантическим периодом". В конце
этого периода океаны испытали сильнейший стресс, связанный с климатическими изменениями
и колебаниями уровня моря, что нашло свое отражение в изменении динамики и морфологии
коралловых берегов. Мы предполагаем, что подобный период должен наступить в конце
современного периода потепления, который не может продолжаться вечно. По-видимому, и
современная трансгрессия океанов, темп которой в настоящее время несколько увеличился,
прекратится или сменится регрессивной фазой. Когда это произойдет - трудно сказать, однако
по аналогии с прошлым на это должно уйти одно - два столетия. Температурный стресс
кораллы уже сейчас испытывают в полной мере. Понижение уровня даже кратковременное
приведет к массовому разрушению вершин коралловых рифов и, следовательно, к изменениям
в динамике и морфологии коралловых берегов.
"Горячие пятна" в океанах и обесцвечивание кораллов
В 1997 г. очередное экстраординарное событие в Тихом океане - сильнейшее Эль
Ниньо - явление, связанное с системой океан - атмосфера в тропической Пацифике, оказало
огромное влияние на погоду и климат всей планеты. Считалось, что коралловые рифы
наиболее хорошо развиваются в теплых тропических водах. Однако сейчас все больше фактов
доказывает, что излишне теплая вода может быть угрозой для экосистем коралловых рифов.
Национальная администрация по изучению океана и атмосферы США (National Oceanic and
Atmospheric Administration - NOAA) и ряд других научных организаций накопили большой
объем фактических материалов по развитию так называемых "горячих пятен" в океанах и их
влиянию на процесс деградации - обесцвечивания коралловых рифов (coral bleaching).
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проекты № 97-05-64209 и № 00-05-64077).
96

Эль Ниньо 1997 г. стало реальной угрозой коралловым рифам [3]. Течение Эль Ниньо несет
теплые воды с востока на запад Пацифики. Эта теплая струя, как и остальные теплые аномалии
в океане, регистрируются со спутников Topex/Poseidon.
Повышение температуры воды выше определенного предела, а также понижение уровня
океана вызывает в экосистемах коралловых рифов сильнейший стресс, так как большинство
рифообразующих кораллов адаптировано к водам с температурой, близкой к верхнему
температурному пределу их жизнедеятельности в том или ином районе Мирового океана.
В 1982-83 гг. в Восточной Пацифике наблюдалось одно из наиболее сильных Эль Ниньо в
XX в. В этот период погибли 75-95% кораллов Коста-Рики, Панамы, Колумбии и
Галапагосских островов. Их гибель была связана с обесцвечиванием из-за приноса течением
Эль Ниньо слишком теплых вод. Деградация кораллов ослабила устойчивость экосистемы
рифа и привела к активизации хищников, в первую очередь таких, как морская звезда
акантастер - "терновый венец". В дальнейшем поверхность коралловых рифов начала
разрушаться волновой, химической и другими видами эрозии, что привело к дальнейшей
деструкции рифов, которая продолжается и сегодня.
В 1982-83 гг. одновременно с развитием Эль Ниньо в Западной Пацифике были
зафиксированы низкие уровни океана, что вызвало выход на поверхность вершин коралловых
рифов. Это способствовало отмиранию коралловых рифов на Гуаме, Окинаве, острове
Рождества, во Французской Полинезии, на островах Токелау и в других районах Тихого океана.
Последствия Эль Ниньо 1982-83 гг., связанные с необычно теплыми водами Тихого океана,
через атмосферу сказались на климате соседнего Карибского региона в Атлантике, где
обесцвечивание кораллов и деградация коралловых рифов приходится на период 1987-1990 гг.
До 1983 г. явление обесцвечивания коралловых рифов, связанное с потеплением
поверхностных вод океана, известно не было. Это стало возможным только благодаря новой
технологии спутниковых наблюдений, сопряженных с прямыми измерениями температуры
воды. Разрастание "горячих пятен" в океанах и связанная с этим деградация коралловых рифов
вызовет со временем существенные изменения в динамике и морфологии морских берегов в
областях развития коралловых рифов.
Схематическое положение "горячих пятен" в экваториально-тропической зоне Мирового
океана в 1997-98 гг. показано на рис. 1 а. Наибольшая концентрация этих пятен наблюдалась в
Карибском регионе, Индийском океане и в западной части Тихого океана. Температурные
аномалии в поверхностном слое воды в пределах таких пятен могут достигать
2-3°С, как например в Индийском океане (рис. 16), и даже 4°С у восточной окраины Австралии,
захватывая Большой Барьерный Риф (рис. 1в).
По Ю.И. Сорокину [4], явление обесцвечивания состоит в том, что в условиях темпера¬
турного стресса и недостатка кислорода кораллы выбрасывают живые клетки (зооксантеллы),
и на рифе остается только голый известковый скелет, аналогично тому, как это происходит при
отмывании кораллов на борту судна струей воды.
Впервые массовое обесцвечивание кораллов было отмечено в 60-70-х годах XX в. на ри¬
фах Гуама, Флориды, Окинавы, о-ве Рождества. Мы такое явление наблюдали на Кубе [5].
Первоначально считалось, что виной всему хозяйственная деятельность человека в береговой
зоне, в первую очередь сброс в море токсичных загрязнителей. Это, конечно, тоже имеет
место. Однако причину массовой гибели кораллов в 1982—83 гг. большинство морских биологов
связывают с потеплением вод тропической зоны океана. Последнее Эль Ниньо совпало с
потеплением поверхностных вод во многих районах Мирового океана, не только в Тихом, но и в
Индийском и Атлантическом, что фиксируется с помощью искусственных спутников Земли.
Роль коралловых рифов в формировании береговых
аккумулятивных форм
Эта роль наиболее отчетливо проявляется в условиях изолированных океанических
островов, где поток материала с суши отсутствует или невелик. Было бы неправильно
полагать, что если карбонатный материал поступает на строительство береговых акку¬
мулятивных форм со стороны моря, где в прибрежной зоне развиты коралловые рифы, то это
преимущественно обломки кораллов. В книге "Фации шельфа" [6] отмечалось, что коралловый
риф продуцирует широкую гамму фаций рыхлых отложений, которые в волновом поле
береговой зоны подвергаются дифференциации по крупности, и при этом карбонатный
материал перемещается к берегу и создает различные береговые аккумулятивные формы.
Однако было бы ошибочным полагать, что в этом "потоке" преобладают обломки кораллов,
4 Геоморфология, № 4
97

Таблица 1
Состав фаций рыхлых отложений коралловых рифов, %
Фация
Район
Корал-
л ы
Корал-
лины
Ракови¬
ны
мол¬
люсков
Хали-
меда
Фора¬
мини¬
феры
Облом¬
ки из¬
вестня¬
ка
Прочие
Гру бообломочных
карбонатных
отложений
риффлета
Рифы Буэ-
на-Эспе-
ранса, Ку¬
ба
48.0
16.0
28.0
5.0
3.0
-
-
Кораллово-
халимедово-
ракушечных песков
риффлета
Риф Ла-
Вела, Куба
16.6
2.7
48.3
18.0
5.5
6.5
3.0
Кораллово-ракушеч-
но-халимедовых пес¬
ков форрифа
Ямайка
10.0
15.0
28.0
30.0
5.0
12.0
Ракушечно-
фораминифер-
халимедовых песков
внутреннего склона
рифа
Риф Лос-
Колордос,
Куба
3.6
13.1
50.3
21.0
12.0
хотя основу биоценоза кораллового рифа составляют мадрепоровые кораллы. Им сопутствуют
миллепоры, альционарии, губки, известковые водоросли, моллюски, мшанки, другие
беспозвоночные [4]. Кроме того, биоценозы коралловых рифов продуцируют огромное
количество карбоната кальция, который и является основным компонентом рыхлых
отложений коралловых рифов. Как показали наши исследования [6], эти отложения состоят из
различных карбонатных скелетных остатков бентосных организмов (табл. 1).
Так же точно и на пляжах, созданных в основном за счет разрушения биоценозов
коралловых рифов, обломки кораллов - не основной компонент отложений. Так, на Кубе
обломки кораллов в составе пляжевых песков полуострова Икакос, где расположен всемирно
известный курорт Варадеро, составляют всего 3%, тогда как основными компонентами
являются фораминиферы (50-60%), обломки ракуши (30-50%), листочки халимеды (11-20%) и
карбонатные минералы кальцит и арагонит (7-17%). В Тихом океане на о-ве Фунафути в
составе пляжевых песков содержание обломков кораллов от 9 до 30%, на о-ве Бутаритари
~ 25%, на о-ве Хермит от 12 до 27%, на о-ве Науру ~ 15%, на о-ве Тонга 20%. Остальную часть
составляют обломки моллюсков, известковые водоросли и фораминиферы.
Таким образом, в обычных условиях, без экстремальных природных явлений, катаклизмов
или значительных изменений природной обстановки, собственно коралловый материал
поступает на берег в ограниченном количестве. Другое дело, когда возникают стрессовые
ситуации в среде обитания коралловых рифов. К их числу относятся ураганы, землетрясения,
экологические катастрофы и такие менее заметные, на первый взгляд, явления, как перегрев
воды и осушение вершин коралловых рифов.
Рис. 1. "Горячие пятна" в океанах (The Global Coral Reef Alliance) http://www.people.fas.harvard/-
goreau/bleach.intro.html
a - районы Мирового океана, где кораллы были подвержены наиболее сильному обесцвечиванию в
1997-98 гг.; б - положительные аномалии температуры воды в Индийском океане в апреле 1998 г.
(наиболее темный цвет соответствует аномалии 5°С выше максимума среднеклиматической температуры)
http://manati.wwb.noaa.gov/orad; в - положительные аномалии температуры воды в Тихом океане у Западной
Австралии в апреле 1998 г. (наиболее темный цвет соответствует аномалии 5°С выше максимума
среднеклиматической температуры) http://manati.wwb.noaa.gov/orad
4*
99

Специалисты полагают, что "живой" коралловый риф сравнительно хорошо противостоит
морским волнам (исключая ураганные). Такой риф не поставляет в береговую зону большое
количество крупнообломочного карбонатного материала. Но в том случае, если кораллы на
рифе находятся в угнетенном состоянии и тем более если вершина рифа осыхает на длительное
время, обломки отмерших кораллов выбрасываются волнами к берегу и идут на формирование
береговых аккумулятивных форм, которые в тропической зоне океана довольно быстро
подвергаются цементации и превращаются сначала в пляжевые "бич-рок", а затем в береговые
террасы.
Формирование террасы "себоруко"
В экваториально-тропической зоне океанов многие берега, в первую очередь на коралловых
островах, окаймлены террасами, сложенными сцементированным карбонатным обломочным
материалом, в том числе и обломками кораллов. Особенно широко распространена низкая,
первая от уровня моря терраса, сформированная в среднем - позднем голоцене. На Кубе она
получила название террасы "себоруко" по имени одного из мысов. Механизм и история ее
формирования были хорошо изучены [7] и для удобства предлагалось распространить это
название на все аналогичные террасы в других местах Мирового океана.
На Кубе широко распространены "лестницы" морских террас, которые в некоторых местах
(мыс Майей на крайнем востоке острова) насчитывают до 13 ступеней и поднимаются на высоту
до 400 м над уровнем моря. Первая и наиболее молодая из этих террас окаймляет практически
все открытые воздействию сильных ветровых волнений участки побережья. Ее высота над
современным уровнем моря колеблется от 1^4 м на большей части побережья Кубы до 6-7 м на
востоке острова. Ширина террасы "себоруко" обычно составляет 20-100 м, но может достигать
500 м. Морской край террасы "себоруко" представляет собой вертикальный уступ обычно с
волноприбойной нишей на уровне уреза воды. Ее тыльная часть примыкает к отвесному уступу
(клифу), выработанному волнами моря в отложениях более высокой второй террасы (рис. 2А),
сложенной, как и первая, литифицированным кораллово-ракушечным, иногда оолитовым,
ракушечно-халимедовым или иным карбонатным материалом. Иногда поверхность террасы
"себоруко" располагается почти на уровне моря и покрыта рыхлыми отложениями, в том числе
песчано-гравийными, слагающими береговые валы, и илистыми лагунного типа в понижениях
тыльной стороны террасы (рис. 2Б). Очертания как первой, так и второй террас, как правило,
в общем повторяют очертания современной береговой линии, что указывает на общность и
унаследованность процессов их образования. Поперечный профиль поверхности террасы имеет
много общего с профилем береговой аккумулятивной формы типа пляжа полного профиля.
В некоторых местах терраса "себоруко" сложена в верхних горизонтах сцементированными
обломками массивных кораллов и крупными раковинами моллюсков Strombus gigas, как,
например, на северном побережье Кубы в районе мыса Хибакоа (рис. 2В). На поверхности
террасы обычно залегают чрезвычайно прочные сильно изъеденные карстом известняки (рис.
2Г), которые на Кубе называют Diento de perro ("собачьи клыки"). Фронтальная часть террасы
имеет вертикальный уступ с нависающими козырьками, волноприбойными нишами, гротами и
туннелями. На северо-восточном побережье Кубы в районе мыса Хибара в траншее,
прорубленной в толще террасы "себоруко", мы обнаружили, что под верхним твердым
покровом сцементированных обломков кораллов залегает слабо сцементированная, почти
рыхлая толща кораллово-ракушечного песка и гравия с примесью обломков темноцветных
метаморфических пород. На юго-восточном побережье Кубы у подножья гор Съерра-Маэстра,
в особенности вблизи устьев рек, отложения террасы нередко включают гальку и даже мелкие
валуны кристаллических пород. На некоторых островах северного обрамления Кубы (острова
Романо, Коко, Санта-Мария и др.), на южном берегу острова Пинос, на острове Кайо Ларго и
других островах архипелага Лос-Канарреос (южное обрамление залива Батабано) эта терраса в
основном сложена оолитовыми песчаниками. * 1Рис. 2. Терраса "себоруко" на острове Куба
А, Б - поперечные профили первой от современного уровня моря террасы "себоруко".
1 - кораллово-ракушечный литификат, 2 - известняки, 3 - песок, галька, гравий, 4 - лагунные отложения,
5 - водоросли и кораллы, 6 - мангры, 7 - шоссе.
В - первая ("себоруко") и вторая террасы на северном побережье Кубы у мыса Хибакоа (фото
Ю.А. Павлидиса).
Г - поверхность террасы "себоруко" - "собачьи клыки"
101

Таблица 2
Радиоуглеродные датировки террасы "себоруко”
Индекс лаборато¬
рии или источник
Материал
Место отбора
Абс. от¬
метка, м
Возраст, лет
МГУ-417
Кораллы
Куба, мыс Гуанос, терраса "се¬
боруко"
+2
2240 ±150
МГУ-418
"
"
+2
22301130
МГУ-419
Раковины
"
+2
19801120
ГИН-510
Куба, Мариэль, терраса "себо¬
руко"
+5
38891 130
ГИН-511
Куба, Ориенте, терраса "себо¬
руко"
+5
22901110
ГИН-513
Куба, мыс Себоруко, терраса
"себоруко"
+5
20901100
МГУ-1097
Органогенный
известняк
Индийский океан,
Амирантская банка, о-в Ресурс
+2
2070 1 220
МГУ-1092
Кораллы
Индийский океан, о-в Фаркуар
+2
21601230
МГУ-689
Обломки кораллов
Индийский океан,
Сейшельские о-ва, о-в Берд
+2
22001460
МГУ-980
Раковины
моллюсков
Индийский океан,
Амирантская банка, о-в
Африкан
+1.5
30201300
МГУ-972
То же
Индийский океан,
Сейшельские о-ва, о-в Дени
+2
28801200
Bellair, 1996
Обломки кораллов
Тихий океан, Кокосовые о-ва
1 +4
5500
Анализируя строение террасы "себоруко", ее плановые очертания, профили, характер и
условия залегания материала, можно со всей определенностью говорить, что по происхож¬
дению она в большинстве случаев является законсервированной цементацией береговой акку¬
мулятивной формой, образованной в результате выброса со дна коралловых обломков, раковин
моллюсков и песка. Обломки кораллов в различной степени окатаны, что свидетельствует
о пребывании их в зоне прибоя.
По данным радиоуглеродных датировок возраст террасы "себоруко" и ее аналогов в Ин¬
дийском [8] и Тихом [9] океанах составляет 2-4 тыс. лет (табл. 2). Таким образом, терраса
"себоруко" и ее аналоги в других местах Мирового океана были образованы в конце атлан¬
тического - начале бореального периода голоцена, когда уровень Мирового океана, в прин¬
ципе, достиг современного положения. Однако он не был строго стабильным и, как показали
наши исследования на Кубе, уровень моря в промежутке между 3-мя и 4-мя тыс. лет назад
слегка превысил нулевую отметку, а около 2-х тыс. лет назад несколько понизился (рис. 3).
Повышение уровня моря выше "ординара" привело к тому, что вершины коралловых рифов
оказались "подтянутыми" к этому высокому уровню. Когда же уровень понизился, вершины
рифов осохли, стали интенсивно разрушаться волнами, а обломки кораллов и другой
карбонатный материал выбрасывался к берегу и шел на создание береговых аккумулятивных
форм. В короткое время эти формы, сложенные карбонатной биогенной брекчией, были
сцементированы, а затем подрезаны с фронтальной стороны абразией, в результате чего и был
сформирован внешний уступ террасы "себоруко". Не исключено, что во время наиболее
теплого периода голоцена - атлантического и сразу же после него в поверхностных водах
Мирового океана существовали теплые аномалии по отношению к некоему среднемно¬
голетнему температурному фону. Как и сейчас, они могли приводить к деградации кораллов,
и это вместе с колебанием уровня моря привело к массовому разрушению коралловых рифов
в послеатлантический период голоцена.
Наиболее вероятное развитие "коралловых" берегов
В позднем голоцене происходили флуктуации климата и почти синхронные им изменения в
скорости новейшего повышения уровня Мирового океана. Исследования американских ученых
по этой проблеме [10-12] показали, что за последние 1500 лет уровень океана, во всяком случае
102

Рис. 3. Кривая изменения уровня моря у берегов
Кубы в голоцене в период с 8 до 2 тыс. лет
назад [7]
Кружки - положение образцов мангровых тор¬
фяников (сапропелей) относительно совре¬
менного уровня моря, для которых был
определен абсолютный возраст по 14С.
Сплошная линия - достоверная кривая из¬
менения уровня моря, пунктир - пред¬
полагаемая
в северной половине Атлантики, продолжал повышаться, но с разной скоростью. Данные были
получены на основании результатов изучения разрезов отложений прибрежных маршей с
послойным их датированием по 14С. Учитывалось, что скорость накопления отложений в
прибрежных маршах соизмерима со скоростью относительного подъема уровня моря. Таким
способом были получены данные о положении уровня моря относительно современного "нуля
глубин" на восточном побережье США и на восточном побережье Англии. Поражает
удивительное совпадение кривых изменения относительного уровня моря (рис. 4), что
позволяет, в принципе, говорить о всеобщей для Атлантики (во всяком случае для ее северной
половины) трансгрессии. Оказалось, что 1500 лет назад, т.е. в начале субатлантического
периода, уровень океана находился на отметке примерно -2 м, что согласуется с нашей
"эвстатической кривой", построенной по материалам исследований на Кубе. Именно с этого
времени, по-видимому, и начался последний этап повышения уровня океана, который
продолжается до сих пор. Период 500-1000 гг. характеризовался скоростью повышения уровня
- 1 мм/год. Стабилизация уровня или даже небольшой регрессивный сдвиг на отметках L.2-1.3
м, происходившие приблизительно с 1200 по 1600 г., более или менее соответствует Малому
ледниковому периоду (примерно 1500-1750 гг.). Затем началось повышение уровня со
скоростью несколько миллиметров в год, которое продолжается сейчас и имеет тенденцию к
увеличению в конце XX - начале XXI вв. Далее американские авторы задаются вопросами:
когда закончится этот подъем уровня моря? Можно ли коррелировать его с потеплением
климата? Является ли в современной геологической истории такой подъем уровня
исключительным событием? Для авторов расчета скоростей современной трансгрессии океана
ответы на эти вопросы важны в связи с прогнозом размыва берегов. Для наших целей
предположения о возможном увеличении или, наоборот, остановке трансгрессии представляют
интерес в качестве одной из предпосылок прогноза изменения в динамике и морфологии
"коралловых" берегов в ближайшие столетия.
В настоящее время при продолжающейся трансгрессии в океанах преобладают процессы
размыва коралловых берегов. Это касается как уступа низкой террасы "себоруко", который
подвергается интенсивной волновой и химической абразии, так и береговых аккумулятивных
форм, например пляжей курорта Варадеро, где мы проводили в свое время изыскания по
выработке мер по их защите.
Представим себе, что трансгрессия в океанах после достижения некоторого уровня выше
современного по ряду причин остановится, наступит период относительной стабилизации с
кратковременными регрессивными флуктуациями, как это было,, например, 1000 лет назад.
Ситуация вполне возможная, что мы показали в виде гипотетической кривой на период 2000-
2250 гг. (рис. 4). В условиях, когда коралловые рифы уже находятся в состоянии угнетения,
произойдет массовое разрушение их вершин с образованием большого количества
карбонатного обломочного материала. По законам динамики береговой зоны этот крупный
материал будет перемещаться к берегу и формировать аккумулятивные формы в виде пляжей и
примкнувших террас. Это станет возможным на участках с пологим подводным склоном или в
местах, где терраса "себоруко" имеет небольшую высоту и глубина у основания ее морского
уступа невелика. Иными словами, наступит этап оживления аккумулятивного процесса на
103

Рис. 4. Кривая повышения уровня
океана в Атлантике у берегов
США и в Англии за последние
1500 лет [10-12] и возможное раз¬
витие этого процесса в
ближайшие столетия
1 - кривая, полученная в результа¬
те датирования по 14С маршевых
отложений в районе о-ва Лонг-
Айленд (США), 2 - то же на вос¬
точном побережье Англии, 3 -
предполагаемое изменение уровня
океана в начале третьего тыся¬
челетия
коралловых берегах. Находясь в зоне действия геохимического барьера "берег-море”, вновь
созданные аккумулятивные формы подвергнутся обычному для экваториально-тропической
зоны процессу цементации. Впоследствии внешние стороны литифицированных береговых
аккумулятивных форм могут оказаться объектами волновой и химической абразии. В
результате будет сформирована новая терраса - аналог позднеголоценовой "себоруко".
Современное глобальное потепление началось с конца Малого ледникового периода,
который продолжался примерно с 1250 по 1750 г. [13, 14]. Предыдущий относительно теплый
период относится к Средневековью, примерно к 1000-1250 гг. Таким образом, смена теплых и
холодных периодов за последнее тысячелетие, включая переходные эпохи, происходила с пе¬
риодичностью - 250 лет. Если такая тенденция будет продолжаться, то период с 1750 по 2000 г.
нужно считать переходным к очередному теплому периоду, который возможно ознаменует пер¬
вое столетие третьего тысячелетия. Следуя такой ретроспективе, "торможение" трансгрессии
океана или наступления некоторой регрессивной фазы нужно ожидать не ранее конца XXI -
начала XXII вв. Именно тогда, видимо, и произойдет существенная перестройка морфодинами¬
ческих процессов у коралловых берегов, свидетелями которой будут, очевидно, наши потомки.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Зенкович В.П. Основы учения о развитии морских берегов. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 710 с.
2.	Каплин П.А., Леонтьев О.К., Лукьянова С.А., Никифоров Л.Г. Берега. М.: Мысль, 1991. 479 с.
3.	El Nino a potential threat to coral reefs // NOAA's Reporter's Coral Reef Tip Sheet June 30,1997 - Week 26.
4.	Сорокин Ю.И. Экосистемы коралловых рифов. М.: Наука, 1990. 503 с.
5.	Ионин А.С., Павлидис Ю.А. Печаль в коралловом раю // Знание-сила. 1968. № 9. С. 32-36.
6.	Павлидис Ю.А., Щербаков Ф.А. Фации шельфа. М.: ИО РАН, 1995. 192 с.
7.	Ионин А.С., Павлидис Ю.А., Авелъо-Суарес О. Геология шельфа Кубы. М.: Наука, 1977. 215 с.
8.	География Сейшельских островов / Каплин П.А., Космынин В.Н., Никифоров Л.Г. М.: Изд-во МГУ,
1990. 267 с.
9.	Никифоров Л.Г. Послеледниковое эвстатическое повышение уровня океана и его значение для развития
морских побережий // Колебания уровня Мирового океана и вопросы морской геоморфологии. М.:
Наука, 1975. С. 12-40.
10.	Verekamp J.C., Thomas Е., van de Plassche О. Relative sea level rise and climate change over the last 1500
years // Terra Nova. 1992. № 4, special issue, Global Change (ed. Wezel), P. 293-304.
11.	Nydick K.R., Bidwell A., Thomas E., Varekamp J.C. A sea-level rise curve from Guilford, CT // Marine Geology.
1995. № 124. P. 137-159.
12.	Thomas E., Varekamp J.C. Paleo-Environmental analyses of marsh sequences: Evidence for punctuated sea-level
rise during the latest Holocene // J. Coastal Research. 1991. Special issue. № 11. P. 125-158.
13.	Bradley R.S., Jones P.D. "Little Ice Age" summer temperature variations: their nature and relevance to recent global
warming trends // Holocene. 1993. № 3. P. 367-376.
14.	Монин A.C., Шишков Ю.А. История климата. Л.: Гидрометеоиздат, 1979. 407 с.
Институт океанологии РАН	Поступила в редакцию
28.02.2001
104

EVENTUAL CHANGES IN THE CORAL COASTS’ MORPHOLOGY AND DYNAMIC
IN THE LIGHT OF ” GLOBAL WARMING" CONCEPT
Yu.A. PAVLIDIS
Summary
Coral coasts are very sensitive to environmental changes including climatic and eustatic variations.
Global changes of nowadays manifest itself in climate warming, in sharp increasing of marine surface
positive temperature anomalies, in sea level rise. The modem climatic conditions approach to a kind of
climatic optimum like the middle Holocene optimum named "Atlantic period", when "Seboruko" terrace,
consisted mainly of coral fragments, was formed. Probably, the sea level rise after reaching its extreme
will decrease as it happened before. Like the several last analogous events, this phase could take one-two
centenary. Corals undergo now strong temperature impact, which manifests in their decouloration. Sea
level decrease even during short period may cause wide destruction of coral reef tops followed by
intensive accumulation of carbon material on the seabed. In accorddance with the regularities of the
coastal dynamics this loose material will move to and along the coastline and form accumulative relief
such as beaches and terraces. Being within geochemical sealand barrier in equator-tropical climate these
landforms will undergo the intensive cementation processes. As a result new terrace will be formed like
Late Holocene "Seboruko" terrace.
УДК 551.435.11(282.247.415)
© 2002 г.	O.M. ПАХОМОВА
ГОРИЗОНТАЛЬНЫЕ РУСЛОВЫЕ ДЕФОРМАЦИИ И ИХ СВЯЗЬ
С ПОРЯДКОВОЙ СТРУКТУРОЙ РЕЧНОЙ СЕТИ1
Берега рек, а также прибрежные части поймы и низких террас являются объектами интен¬
сивного хозяйственного освоения (бытовое и промышленное строительство, использование в
сельскохозяйственных целях, сооружение мостовых переходов, опор линий связи и электро¬
передач, прокладка нефте- и газопроводов). При размывах берегов могут быть уничтожены
освоенные территории, разрушены здания и сооружения. Недооценка размывов зачастую
приводит к аварийным ситуациям. В последнее время в условиях снижения возможностей
проведения натурных исследований или полного их отсутствия, ухудшения качества или
трудности получения гидрометеорологической сетевой информации остро встал вопрос о
возможности применения при оценках интенсивности русловых переформирований для неизу¬
ченных рек сведений о порядках рек, зависящих от структуры речной сети, с выявлением связей
между ними.
Размывы берегов на реках разных порядков изучались на примере бассейна р. Белой, левого
притока р. Камы. Бассейн р. Белой расположен на востоке Восточно-Европейской равнины и в
пределах западной и центральной частей Уральских гор. Площадь бассейна 142000 км2, длина
главной реки 1430 км, средний многолетний расход воды в замыкающем створе 550 м3/с
(гидрологический пост у д. Андреевка). Для анализа горизонтальных деформаций на морфо¬
логически однородных участках рек бассейна р. Белой были отобраны следующие сведения:
1)	преобладающий морфодинамический тип русла (по классификации Р.С. Чалова [1]);
2)	литология берегов (скальные, глинистые, суглинистые, песчаные); 3) руслообразующие
наносы (илистые, песчаные, песчано-галечные и галечные); 4) скорость размыва берегов (по
градациям 0 - нет размыва, < 2, 2-5, 5-10 м/год). Перечисленные выше сведения были
получены из базы данных ГИС "Реки России" [2], в составлении которой автор принимала
участие вместе с рядом сотрудников НИЛ эрозии почв и русловых процессов им. Н.И. Мак-
кавеева МГУ. Средние темпы отступания берега определялись непосредственным наложением
разновременных топографических карт м-ба 1 : 25 000 и 1 : 10 000. Средняя скорость размыва
1 Работа выполнена при финансовой поддержке программы ведущих научных школ (проект № 00-15-
98512) и РФФИ (проект № 00-05-64690).
105

берегов рассчитывалась делением величины максимального смещения бровки берега на
участке размыва в пределах одной русловой формы (излучины, узла разветвления или участка
относительно прямолинейного русла) на промежуток времени между двумя съемками. В случае
отсутствия сведений о скоростях отступания берегов в ГИС "Реки России" уточнение
производилось при помощи карты "Морфология и динамика русла рек европейской части
России и сопредельных государств" [3].
Для анализа выбраны участки с преобладанием адаптированных и широкопойменных русел;
на участках врезанных русел скорость размыва берегов была принята за 0. В связи с тем что в
базе данных и на карте средняя скорость размыва берегов представлена в виде нескольких
градаций, для построения графиков связи выбиралось наивысшее значение скорости в каждом
интервале, которое принималось за среднемаксимальную скорость размыва на данном
морфологически однородном участке.
Порядок реки N рассчитывался по формуле А.Е. Шайдеггера [4], схема расчета структуры
речной сети которого принята в настоящей работе:
N = log2(P) + h
где Р - число притоков первого порядка. В данной схеме изменение N происходит постепенно,
плавно, что создает предпосылки для учета согласованных колебаний N и характеристик
водного объекта. Для определения числа притоков первого порядка использовалось издание
"Ресурсы поверхностных вод", в частности том "Гидрологическая изученность", при этом,
согласно предложению Н.И. Алексеевского [5], притоком первого порядка считался поток
длиной <10 км. Подобный подход позволяет отказаться от кропотливых измерений по топо¬
графическим картам.
Анализ позволил выявить связь между порядком рек N и среднемаксимальной скоростью
размыва С (рис. 1А). Для всех исследуемых участков рек бассейна р. Белой поле точек C(N)
аппроксимируется экспоненциальной зависимостью С = 0.72 е0Л5М, где С - средне-максимальная
скорость размыва. Корреляционное отношение р (V) данной зависимости составляет 0.73. Под¬
разделение поля точек на три большие группы (С = 2, С = 5, С = 10) объясняется исходным
материалом: исходные величины средних скоростей размыва берегов даны в виде интервалов
0-2, 2-5, 5-10 м/год, которые характеризуют осредненные значения скоростей отступания
берегов в пределах морфологически однородных участков. Следовательно, о скорости от¬
ступания берега в каждой конкретной точке данного участка можно сказать лишь то, что она
не превышает верхней границы интервала, т.е. 2, 5 и 10 м/год соответственно. Поэтому даже
если реальная скорость отступания берега в конкретной точке морфологически однородного
участка равна, например, 3, 4 м/год, среднемаксимальная скорость отступания берега в этой
точке принимается равной 5 м/год, так как она находится в интервале скорости от 2 до 5 м/год.
Если рассматривать поле точек без линий тренда, можно заметить, что амплитуда колебаний
скоростей размыва берега сильно различается для участков рек с различными порядками. Так,
при N < 9.5 среднемаксимальная скорость размыва берегов С не превышает 2 м/год, при N =
= 9.5-12 С = 2-5 м/год, а при N > 13 С = 5-10 м/год. Подобная связь среднемаксимальных
скоростей отступания берегов с порядком реки свидетельствует о том, что N = 10 можно
считать границей между малыми и средними реками, а N = 13-14 - между средними и большими
реками.
Для того чтобы выявить влияние условий развития русловых деформаций на скорость
размыва берегов, исследуемые участки были разбиты на две группы: в первой находились
участки с преобладанием адаптированных излучин, во второй - свободных излучин (рис. 1 А, б).
На рисунке видно, что свободные излучины различаются бблыним разбросом значений
С внутри определенного интервала N, чем адаптированные излучины. Так, для свободных
излучин рек, имеющих порядок N < 9, скорость размыва берегов С ^ 2 м/год, N = 9-10 - С = 2-
5 м/год, N = 10-13 - С ^ 5 м/год, N > 13 - С = 5-19 м/год. Для адаптированных излучин на реках
порядков N < 10.5 - С = 2 м/год, N = 10.5-14 - С = 2-5 м/год, N> 14- С ^ 10 м/год. При этом за¬
висимости среднемаксимальной скорости размыва берегов от порядка рек для этих групп ап¬
проксимируются экспоненциальными уравнениями С = 0.69eo l6N (р = 0.80) - для свободных и
С = 0.1$еОЛ4М (р= 0.71) - для адаптированных излучин. Таким образом, на участках рек с
широкопойменным руслом скорость размыва берегов больше, чем на участках с адапти¬
рованным руслом при одном и том же порядке реки. Это связано с тем, что адаптированные
русла развиваются в относительно более трудноразмываемых породах, чем широкопойменные,
либо их деформации частично ограничены коренными берегами. Кроме того, выяснилось, что
106

Рис. 1. Зависимость среднемаксимальной (А) и относительной (Б) скорости размыва берегов от порядка рек
а - для всех рек бассейна р. Белой, б - для участков с преобладанием свободных (пунктирная линия) и
адаптированных излучин (сплошная линия), в - для суглинистых (пунктирная линия) и песчаных (сплошная
линия) берегов (на участках свободно меандрирующего русла); 1 - все излучины, 2 - свободные излучины,
3 - адаптированные излучины, 4 - реки с песчаными берегами, 5 - реки с суглинистыми берегами
107

на излучинах, подмываемые берега которых сложены суглинками, скорость отступания берегов
минимальна (2 м/год) независимо от порядка реки (рис. 1А, в). Если же берега песчаные и
супесчаные, то среднемаксимальная скорость размыва берегов увеличивается с ростом по¬
рядка реки, аппроксимируясь зависимостью экспоненциального вида С = О.ббе0™ (р = 0.87)
(рис. 1 А, в).
На рис. 1А, в также видно, что на свободных излучинах рек с песчаным строением берегов
при переходе их через 9-10 и 13-15 порядки происходит резкое увеличение скорости размыва.
Это еще раз свидетельствует в пользу того, чтобы считать 10-й порядок, по схеме А. Шайдег-
гера [4] соответствующий L * 200 км, границей между малыми и средними, а 14-й порядок,
соответствующий L « 1400 км - между средними и большими реками.
Очевидно, что абсолютное значение скорости отступания берега (например, 5 м/год) для
малых и больших рек имеет разное значение: для рек малых порядков это огромная величина,
сопоставимая с их собственной шириной, для больших и особенно крупнейших - ничтожно ма¬
лая. Поэтому необходимо ввести относительную характеристику, позволяющую исключить
влияние размера реки на оценку значимости величины скорости размыва ее берегов. В
качестве такой характеристики использовалась относительная скорость размыва берега (UT).
Этот показатель представляет собой отношение расстояния, на которое за год отступает берег
реки (£д, м), к средней ширине меженного русла (£, м) на данном морфологически однородном
участке, т.е. U = В^/В. Умножая полученную величину на 100, можно выразить относительную
скорость в процентах от ширины русла. Проведенный анализ показал, что относительная
скорость размыва для всего бассейна реки Белой достаточно тесно (р = 0.86) связана с поряд¬
ком реки, а полученная зависимость аппроксимируется экспоненциальным уравнением U =
= 0.64e~°22N (р = 0.86) (рис. 1Б, а): с увеличением размера реки относительная скорость размыва
берегов уменьшается - если для рек 4-5-го порядка она составляет от 20 до 40%, то для рек 14-
15-го порядка - от 2 до 3%.
Анализ зависимости относительной скорости размыва от порядка рек отдельно для участков
со свободными и адаптированными излучинами (рис. 1Б, б) показал, что при одном и том же
порядке реки относительная скорость размыва на участках адаптированного русла ниже, чем на
широкопойменных. Эти зависимости аппроксимируются экспоненциальными уравнениями U =
= 0.61 e~°'23N, р = 0.87 - для адаптированных и U = 0.69e~°-22N, р = 0.89 - для свободных излучин.
Кроме того, при одном и том же порядке реки относительная скорость их размыва будет
больше, если они сложены песками, чем если они сложены суглинками. С увеличением
порядка реки относительная скорость размыва берегов убывает (рис. 1Б, в), аппроксимируясь
зависимостями U = \.05e~°29N (р = 0.94) и U = 0.92e~°24N (р = 0.95) для суглинистых и песчаных
берегов соответственно.
Для уточнения зависимости скорости размыва берегов от порядковой структуры речной сети
использовались материалы, приведенные Е.В. Камаловой [6] для малых и средних рек
бассейнов верхней Волги и верхнего Дона (процессы разрушения берегов рек исследуемого
района изучались ею "на материале совмещенных топографических съемок м-ба 1 : 25 000 и 1 :
: 10 000 с привлечением литературных источников и данных, помещенных на специальных
географических и геологических картах" [6]). В частности, было выяснено, что в том случае,
когда главным фактором отступания берега является его размыв потоком половодья (без
проявления других процессов), средние скорости отступания берегов С зависят как от порядка
реки А, так и от ее уклона (/). Поэтому графики связей С = /(/, N) имеют вид серии линий,
аналитическое выражение каждой из которых дано в таблице.
Абсолютные значения скоростей размыва для рек разного порядка при близких значениях
уклонов существенно различаются. Например, при уклоне > 0.24%с они составляют 0.4 м/год на
реках от 3-го до 5-го порядка, 1.7 м/год на реках от 8-го до 9.5-го порядка и почти 2.6 м/год на
реках с N > И. Таким образом, при изменении порядка реки с 3-го до 11-го скорости размыва
берегов увеличиваются в 6 раз. Достаточно высокое корреляционное отношение (р = 0.8-0.9)
объясняется тем, что интенсивность размыва берегов потоком половодья определяется
исключительно характеристиками потока - его скоростью и соответственно уклоном и средне¬
максимальным расходом воды. Уклон и расход воды в свою очередь связаны с порядком реки.
Кроме того, размыв берега непосредственно потоком половодья характерен для рек, про¬
текающих в свободных условиях руслоформирования, т.е. в легкоразмываемых несвязных
грунтах, что обусловливает быструю реакцию скорости отступания берега на изменения ха¬
рактеристик потока.
108

Связь скорости отступания берегов от уклона и порядка потока
(деформации берегов происходят в результате размыва потоком
половодья)
С=д/)
Корреляционное
отношение, р
Порядок, N
С = 4.0/-2.0
0.99
1-3
С= 1.7 / + 0.18
0.82
3-5
С = 2.3/0,67
0.81
5-8
С = 3.3I060
0.77
8-9.5
С =5.8/+ 0.60
0.79
9.5-11
С =8.4/+ 0.62
0.88
> 11
В том случае, когда отступание берегов происходит в результате действия ряда факторов
одновременно (размыв потоком половодья, оползание и оседание блоками), зависимость
С = /(/, N) выражается лишь в виде тенденции, причем теснота связи уменьшается с
увеличением порядка. Четкую связь можно выделить лишь для рек не выше 5-го порядка, а при
N > 5 она практически отсутствует - при изменении уклона от 0.02 до 0.22%о скорость
отступания берега может колебаться от 0.9 до 3.4 м/год.
Между скоростью отступания берегов и порядковой структурой речной сети существует
прямая связь. По мере роста уклона и соответственно скорости потока и его транс¬
портирующей способности интенсивность деформаций берегов увеличивается. Если отступание
берегов происходит путем размыва потоком половодья (рис. 2А), а также совместно из-за
размыва потоком половодья и оползания (рис. 2Б), то эта зависимость проявляется особенно
четко. При одних и тех же уклонах для крутых излучин (1/L > 1.6, но r/B = 2.5-3.5; здесь / - дли¬
на, L - шаг, г - радиус кривизны, В - ширина русла в вершине излучин) в том случае, если де¬
формации берегов происходят только вследствие размыва потоком половодья, она выражается
серией кривых экспоненциального вида (рис. 2А): С = 0.06e°‘35N (р = 0.82) для I = 0.2-0.3%<?,
С = 0.019е0-46^ (р 0.93) для / = 0.1-0.2%о и С = 0.016ea44;v (р = 0.87) для / = < 0.1 %о. Если же
отступание берега обусловлено как размывом потоком половодья, так и оползанием блоками,
то поля точек аппроксимируются линейными зависимостями (рис. 2Б): С = 0.30А - 0.99
(р = 0.71) и С = 0.31А- 1.31 (р = 0.91), для/= 0.1-0.2%о и I < 0.1%о соответственно.
При равенстве условий, определяющих динамические характеристики потока (уклон,
водность, морфология русла), значения средних скоростей отступания берегов, сложенных
связными и несвязными грунтами, несколько различаются. Кроме того, при прочих равных
условиях с увеличением уклона уменьшается теснота связи С = f(N). Особенно отчетливо это
проявляется в том случае, когда в процесс отступания берега добавляются такие механизмы,
как оползание и отседание. Максимальные скорости отступания отмечены у берегов, сло¬
женных несвязанными грунтами, где деформации происходят в результате размыва, оползания
и отседания. Благодаря достаточно высоким скоростям у берегов, сползший материал не
накапливается у основания откоса, а сразу уносится потоком. Поскольку ведущим процессом
деформаций берегового уступа из трех перечисленных является его размыв, скорости де¬
формаций прямо пропорциональны уклону и порядку потока. Активные оползневые процессы
в этом случае лишь ускоряют разрушение откоса.
Наименьшие скорости размыва характерны для суглинистых берегов на тех участках рек,
где скорости в потоке недостаточны для размыва отложений откоса и в то же время
обеспечивают удаление материала, поступающего к основанию уступа в результате проявления
других процессов. Деформации берега происходят здесь вследствие оползания и отседания
блоков разной величины. Сравнительно высокие темпы отступания уступа обеспечиваются
сохранением большой крутизны берегового откоса.
На реках бассейнов Волги и верхнего Дона с большой скоростью отступают, как правило,
откосы, имеющие высоту ниже среднемаксимального уровня затопления. Так, песчаные берега
р. Арчеды (бассейн Медведицы), имеющие высоту 7-8 м, размываются со скоростью в 3-4 раза
меньшей, чем песчаные берега высотой 2-3 м. Для берегов, сложенных в основном связными
грунтами, отмеченная зависимость менее четкая. Это связано с тем, что материал, попадающий
в русло при их деформациях, в дальнейшем распадается на структурные отдельности, разру¬
шается на более мелкие агрегаты и уносится потоком во взвешенном состоянии в период
половодья.
109

Рис. 2. Зависимость скорости отступания берегов от порядка рек
при различных механизмах их разрушения
А - деформации берегов происходят путем размыва потоком
половодья, Б - деформации берегов происходят путем размыва
потоком половодья и оползания блоками. Реки с уклонами: 1 -
< 0.1 %С, 2 - 0Л-0.2%о, 3 - 0.2-0.3%о,
На участках рек, где транспортирующая способность потока достаточно велика и материал
размыва берегов выносится быстро, высота уступов не влияет на размыв песчаных откосов, но
сказывается на темпах деформаций суглинистых откосов. Единственный механизм разрушения
берегов, имеющих высоту < 1.5 м - размыв. На более высоких откосах активизируются
процессы оползания и отседания небольших блоков, что увеличивает интенсивность деформа¬
ций откосов. Это происходит, например, на р. Песь (бассейн верхней Волги) и в среднем течении
р. Нары (бассейн Оки). На береговых откосах высотой > 5 м возможно отседание крупных
блоков в результате потери устойчивости откоса в целом.
Независимо от различий механизмов размыва берега, уклонов и морфологии русла в усло¬
виях ограниченного развития русловых деформаций на реках бассейнов верхней Волги и верх¬
него Дона темпы горизонтального смещения русла не превышают 1 м/год, что в несколько раз
ниже, чем на реках, где деформации идут свободно. Амплитуда скоростей отступания берега в
этих условиях практически не меняется при увеличении порядка рек, тогда как в условиях
свободного развития русловых деформаций существует явная тенденция к увеличению
скорости отступания берегов при росте порядка реки.
Сопоставление результатов, полученных при анализе материалов, приведенных в ГИС "Реки
России" и на карте "Морфология и динамика русел рек европейской части России и сопре¬
дельных государств", с полученными Е.В. Камаловой [6], позволило сделать следующие
выводы.
1.	Несмотря на сильно различающуюся точность и степень осреднения исходных мате¬
риалов, в обоих случаях получена прямая зависимость между скоростью отступания берега и
порядком рек: при увеличении порядка реки растет и скорость отступания берега.
110

2.	Зависимость скорости отступания берегов с различным литологическим строением от по¬
рядка рек имеет одинаковый вид при использовании различных исходных материалов: скорость
отступания суглинистых берегов меньше и не меняется при увеличении порядка рек, скорость
отступания песчаных берегов возрастает с увеличением порядка реки.
3.	Значения скоростей отступания берега меньше у адаптированных излучин, чем у сво¬
бодных излучин на реках одного порядка.
4.	Для свободных излучин в песчаных берегах связь С = f(N) имеет экспоненциальный
характер; использование данных по рекам бассейнов верхней Волги и верхнего Дона позволило
уточнить ее для различных уклонов.
Таким образом, анализ результатов, полученных из двух различных источников, показал,
что вид зависимостей С =f(N) в большинстве случаев одинаков, хотя параметры уравнений
различаются. Это может объясняться как различными природными условиями рассматри¬
ваемых бассейнов, так и степенью осреднения исходного материала.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Чалов Р.С. Типы русловых процессов и принципы морфодинамической классификации речных русел //
Геоморфология. 1996. № 1. С. 26-36.
2.	Алабян А.М., Глазырина П.В. Разработка и использование информационной системы для анализа
русловых процессов // Вести. МГУ. Сер. 5. География. 1996. № 5. С. 12-19.
3.	Морфология и динамика русел рек европейской части России и сопредельных государств. М-б
1 : 2000000. М.: Федер. служба геод. и картогр., 1999. 4 листа.
4.	Шайдеггер А. Теоретическая геоморфология. М.: Прогресс, 1964. 452 с.
5.	Алексеевский Н.И. Гряды и их влияние на условия судоходства // Современное состояние водных путей и
проблемы русловых процессов. М.: Изд-во МГУ, 1999. С. 61-68.
6.	Камалова Е.В. Географические закономерности процессов разрушения берегов на малых и средних реках
бассейнов Волги и верхнего Дона: Автореф. дис. ...канд. геогр. наук. М.: МГУ, 1988. 22 с.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	15.12.2000
LATERAL CHANNEL DEFORMATIONS AND THEIR RELATION TO RIVERS ORDER
O.M. PAKHOMOVA
Summary
The correlation between bank recession (mean-maximum and relative) and river order according to
A. Scheidegger is analyzed. Author considers defferent channel types, stream gradients, lithology and
shore cutting mechanisms.
УДК 551.435.1:551.435.5(235.222)
© 2002 г. C.A. СЫЧЕВА
РЕКОНСТРУКЦИЯ ЭТАПОВ РАЗВИТИЯ МИКУЛИНСКОГО
ПАЛЕОСКЛОНА
(бассейн верхнего Дона)
В строении погребенных поверхностей сохраняются следы эволюционных изменений ланд¬
шафтов [1, 2]. Нами был изучен московско-микулинско-валдайский долинно-балочный склон,
имеющий иное простирание по сравнению с современным. Цель статьи - восстановить его
историю развития и выявить влияние на современный рельеф и почвенный покров северной
лесостепи.
Бассейн Непрядвы - правого притока верхнего Дона приурочен к северным склонам
Среднерусской возвышенности. Здесь хорошо развита балочная сеть, сформированная в
последний эрозионный цикл и частично унаследованная от предыдущего климатического цикла
111

"московское оледенение - микулинское межледниковье" [3-5]. Этот цикл, в силу своей
завершенности, может служить моделью незаконченного поздневалдайско-голоценового эро¬
зионного цикла и использоваться для реконструкции развития современных ландшафтов как в
прошлом, так и для выявления трендов их эволюции в будущем.
Песчаный карьер у с. Монастырщина Тульской обл. расположен на высоте 163-165 м
от уровня моря на сниженной поверхности III надпойменной террасы. Терраса уступом высотой
6-8 м отделяется от расположенной южнее высокой левобережной поймы приустьевой части
р. Непрядвы. Вследствие сложного строения четвертичных отложений, вскрываемых в карье¬
ре, была применена разработанная нами методика изучения малых погребенных эро¬
зионных форм [6]. В результате был реконструирован фрагмент древней депрессии. Он был
изучен по профилю (разрезы 1-6), соответствующему склону северо-западной экспозиции
(рис. 1).
В разрезе 1-95(6), заложенном в днище карьера, вскрываются наиболее древние отложе¬
ния - ярко-бурые, ржавые и сизые пески с прослойками глин, в верхней части нарушенные
криогенными деформациями - складками размером 1-2 м (слой 9). Это перигляциальный
аллювий III—IV надпойменных террас. Выше залегают грубозернистые пески красно-ржавого
цвета, с гравием и галькой местных меловых и дальнепринесенных кристаллических пород,
мощностью 0.5-0.8 м (слой 8). Они, по-видимому, образованы за счет переработки склоновыми
процессами днепровских флювиогляциальных отложений. Кверху они переходят в слабо
сортированные, более глинистые пески (супеси) - склоновые отложения (слой 7). Слои 8 и 7
образуют изменяющиеся закономерно по вертикали и латерали фации перигляциальных
склоновых отложений, шлейфом спускающихся в долину и перекрывающих аллювиальные
пески [7].
Слои 9-7 прослеживаются по всем стенкам карьера. Строение вышележащих отложений
значительно варьирует в пространстве. Отмечаются неоднократные пропуски слоев вследствие
эрозионных размывов, следы криогенных нарушений. Поэтому приводим подробные описания
отложений в разрезах, расположенных по древнему склону, от его более высокой части к сни¬
женной.
Разрез 1-95(1)
Слой 1 (0-40 см). Современная почва - эродированный чернозем с гор. А1 и В.
Слой 2 (40-80 см). Поздневалдайский лесс, преобразованный голоценовым почвообразо¬
ванием, в гор. Вса. Суглинок буровато-палевый лессовидный с карбонатным псевдоми¬
целием и журавчиками по трещинам, перерыт ходами землероев.
Слой 3. Брянская ископаемая почва1. А1 (80-100 см). Суглинок серовато-светло-корич-
невый, плотный, неоднородный, средний опесчаненный с включением грубозернистого
песка (почвенными процессами проработана часть нижележащего слоя 7). Переход резкий
по цвету, гранулометрическому составу.
Слой 7 (100-125 см). Балочно-склоновые отложения. Песок глинистый (супесь), желтовато¬
палевого цвета с мелкими карбонатными конкрециями. Содержит небольшое количество
гравия и гальки. Переход резкий по цвету, гранулометрическому составу, размерам
включений.
Слой 8 (125-185 см). Флювиогляциально-склоновые отложения. Песок грубозернистый,
красно-ржавый, неоднородный по цвету и гранулометрическому составу. Содержит крупные
марганцовистые конкреции темно-вишневого цвета, линзы бурого ожелез-
ненного песка и включения гальки, гравия местных, реже кристаллических пород, дресвы,
известняка. Переход резкий по цвету и гранулометрическому составу.
Слой 9 (вскрытая мощность 1.5 м). Перигляциальный аллювий - тонко- и среднезернистые
пески с прослоями светло-серой и сизой глины, в верхней части смят в крупные складки.
Рис. 1. Строение четвертичных отложений в карьере у с. Монастырщина
Почвенные горизонты: 1 - гумусовые голоценовые, 2 - гумусовые позднеплейстоценовые, 3 -
иллювиально-глинистые, 4 - карбонатные и карбонатные новообразования: 5 - признаки оглеения, 6 -
кротовины, 7 - солифлюкционные складки, 8 - криогенные трещины, 9 - лёссовидный суглинок, 10 -
супесь, 11 - грубозернистый песок с гравием (базальный горизонт), 12 - песок, 13 - линзовидная слоистость.
Справа от колонок номера слоев
1 Название стратиграфических слоев дается согласно схеме А.А. Величко с соавторами [8].
112

Разрез 1-95(2)
Слой 1 (0-57 см). Серая лесная почва с горизонтами: А1 (0-13 см) - AlA2Bt (13-25 см) - Btl,
Bt2, ВС (25-57 см).
Слой 2 (57-93 см). Поздневалдайский лесс того же облика, что и в предыдущем разрезе.
Переход резкий по цвету и гранулометрическому составу.
Слой 3 (93-148 см). Брянская ископаемая почва (Ьг) с профилем А1-В-Вса. Суглинок серовато-
коричневый, опесчаненный, плотный, мелкопористый, бесструктурный. Содержит включе¬
ния гальки, гравия местных и эрратических пород. Горизонты выделены по небольшим
изменениям в окраске, гумусированности и количестве карбонатов. Книзу увеличивается
содержание гальки и крупных зерен песка. Переход резкий по цвету и гранулометрическому
составу.
Слой 7. Склоново-балочные отложения.
Разрез 1-95(3)
Слой 1(0-89 см). Современная почва - темно-серая лесная: А1 (0-20 см) - А1 A2Bt (20-34 см) -
Bt (34-89 см).
Слой 2. Вса (89-134 см), Сса (134-159 см). Суглинок легкий, опесчаненный, сизовато-палевый,
с редкими карбонатными трубочками по порам. Переход заметный по грануло¬
метрическому составу и цвету.
Слой З1 (159-179 см). Солифлюксий. Суглинок опесчаненный с большим количеством
Mn-примазок, ортштейнов и пылеватых карбонатов по солифлюкционным субгоризон¬
тальным складкам. Переход резкий.
Слой 3 (179-199 см). Брянская ископаемая почва: А1 (179-189 см) - суглинок тяжелый светло-
коричневый, неоднородный за счет сизых и бурых пятен, смят в складки; Вса (189-199 см) -
суглинок темно-палевый, насыщен пылеватыми карбонатами, граница трещиноватая.
Слой 4 (199-211 см). Остатки более древней, чем брянская, ископаемой почвы, названной нами
монастырской - пятна гумусированного суглинка, залегающие в солифлюкционно-
делювиальном суглинке.
Слой 7. Склоново-балочные отложения.
Разрез 1-95(4)
Слой 1 (0-100 см). Современная почва - выщелоченный чернозем: А1 (0-50 см) - АВ (50-
70 см) - В (70-80 см) - Btca (80-100 см).
Слой 2 (100-170 см). Вса (100-150 см) и Сса (150-170 см). Суглинок легкий, лессовидный,
палевый, пористый с карбонатными плотными конкрециями и псевдомицелием. Переход
заметный. Граница трещиноватая.
Слой 3 (170-225 см). Брянская ископаемая почва с профилем Al-Bca-Bg. А1 (170-200 см) -
суглинок светло-коричневый, средний, пористый, содержит псевдомицелий карбонатов,
Fe-Mn-ортштейны. Нижняя граница в виде наклоненных к тальвегу палеобалки
солифлюкционных складок. Вса (200-225 см) - суглинок легкий, сизовато-палевый,
неоднородный с пятнами мучнистых карбонатов, сосредоточенными между пятнами
оглеенного суглинка (гор. Bg). Последний содержит большое количество черных и бурых
примазок и ортштейнов. Граница трещиноватая. Трещины шириной в верхней части 10-15
см проникают на глубину до 60 см, содержат палевый неоглеенный материал.
Слой 4 (225-235 см). Средневалдайская ископаемая почва (монастырская) разбита трещинами,
проникающими из слоя 3. Гор. А1 (слабо гумусированный коричневато-светло-серый суг¬
линок) встречается в виде разорванных пятен, размером 5-10 см на расстоянии 30-50 см друг
от друга.
Слой 5 (235-265 см). Делювий, образованный за счет переотложения иллювиального горизонта
мезинского лессово-почвенного комплекса (Bt). Суглинок буровато-темно-палевый ооидной
структуры с таблитчатостью, крупнопористый. Переход резкий по цвету и гранулометри¬
ческому составу. Граница ровная - эрозионный контакт, нарушена различными генерациями
мелких трещин.
Слой 6 (265-299 см). Сильноэродированный мезинский лессово-почвенный комплекс. Сохрани¬
лась нижняя треть профиля с остатками гумусовых языков и нижней частью иллювиального
горизонта.
Слой 6а. А1. Суглинок легкий коричневато-серый с небольшим количеством белесой при¬
сыпки, скрытозернистой структуры, наиболее гумусированный из всех гор. А1 погребенных
114

почв. Он сохранился внутри косм (трещин с множеством мелких прожилок), расположенных
на расстоянии 120-150 см друг от друга. Гумусовые трещины приурочены к эрозионному
контакту и заканчиваются в гор. Bt на глубине 30-40 см от верхней границы слоя 6.
Слой 66. Bt (it situ). Опесчаненный бурый суглинок нечетко выраженной ореховатой структуры.
Отмечаются педы, покрытые глинистыми катенами и погруженные в неагрегированную
массу.
Слой 7 (299-329 см). Балочный аллювий. Песок ржаво-бурый, слоистый за счет прослоев
и линз грубозернистого красноватого и белесого песка.
Разрез 1-95(5)
Вскрывает наиболее глубокую часть погребенной депрессии. Здесь вследствие кон¬
центрации стока талых и ливневых вод по примыкающему к карьеру перекрестку дорог
образовалась промоина, выходящая устьем в карьер. Голоценовая почва на месте расчистки
смыта до гор. Вса.
Слой 1. Современная почва: А1 и АВ смыты. Восстановленная мощность около 100 см.
Слой 2. Вса (100-180 см), Cg (180-200 см), оглеенный сизовато-палевый суглинок. Нижняя
граница нарушена крупной субвертикальной трещиной шириной в верхней части 20 см,
заполненной палевым суглинком, проникающей на глубину 1 м и разбивающей обе
ископаемые почвы.
Слой 3 (200-245 см). Брянская ископаемая почва. А1 (200-235 см), суглинок серовато-светло¬
коричневый, средний, пылеватый, мелкопористый, с ооидной микроструктурой, содер¬
жит железистые микроортштейны. Верхняя и нижняя границы слабоволнистые, соли-
флюкционные нарушения не отмечаются. Bcag (235-245 см), суглинок легкий, сизова¬
топалевый с обилием мучнистых карбонатов, оглеенный. Нижняя граница нарушена
трещинами, заполненными плотными карбонатными конкрециями - журавчиками.
Слой 4 (245-300 см). Монастырская ископаемая почва. Alg (245-264 см), суглинок тяжелый,
светло-коричневый с буроватым оттенком, с пятнами оглеения. Bcag (264-274 см), суглинок
средний, буровато-палевый с пятнами мучнистых карбонатов. Bg (274-300 см), суглинок
опесчаненный, палево-сизый, неоднородный за счет включений пятен бурого и голубого
суглинка размером 35 см и обилия микроортштейнов.
Слой 4а (300-320 см). Суглинок тяжелый опесчаненный, сизый с палевым оттенком, с пятнами
ржавого ожелезнения.
Слой 5 (320-330 см). Переотложенный материал гор. Bt мезинского лессово-почвенного
комплекса. Суглинок ярко-бурый с горизонтальной слоистостью, тяжелый, опесчанен¬
ный, ооидной микроструктуры, постепенно переходит в ненарушенный иллювиальный
горизонт.
Слой 66 (330-355 см). Bt мезинского комплекса (in situ), ярко-бурый суглинок с мелко-
ореховатой структурой и постшлировой текстурой, характерной для нижней части
иллювиального горизонта почв микулинского межледниковья.
Слой 7. Слоистый балочный аллювий.
Гумусовые языки из низов гор. А1 мезинского комплекса в этом разрезе не обнаружены.
Здесь вскрываются две средневалдайские почвы, сходные по облику: верхняя - брянская
дерново-карбонатная, нижняя - монастырская дерново-карбонатно-глеевая. Был определен
радиоуглеродный возраст средневалдайских палеопочв. Для нижней почвы он составил
29100±340 лет назад, для верхней - 24400±700 лет назад (Ki-8475).
Сводная стратиграфическая схема четвертичных отложений
(таблица)
Слой 1. Голоценовая почва - темно-серая лесная с профилем Al-Al A2Bt-Bt (в расчистках 2-3)
и выщелоченный чернозем с профилем Al-AB-Bt-Btca (в расчистках 4-5).
Слой 2. Поздневалдайский лёссовидный суглинок, в верхней части преобразованный в карбо¬
натный горизонт современной почвы. Он представлен на всех стенках карьера.
Слой 21. То же, более однородный, иногда оглеенный и менее карбонатный, представлен
в чистом виде в расчистках 3-5.
Слой З-1. Послебрянский солифлюксий отмечен на перегибе древнего склона, в расчистке 3.
Слой 3. Брянская ископаемая почва - наиболее стратиграфически выдержанный уровень,
встречен во всех расчистках. Хотя яркий диагностический признак почвы - клиновидная
мерзлотная нижняя граница гор. А1 отсутствует, положение почвы в разрезе, строение
115

Сводная схема строения четвертичных отложений в карьере у с. Монастырщина
Номер слоя
Отложения, почвы
Разрезы
Возраст
OIS2
1
Почвы: темно-серая лесная: А1-
А1 A2Bt-Bt, выщелощенный чернозем:
Al-AB-Bt-Bca
1-3
4-5
Голоценовый
1
2
Лессовидный суглинок,
преобразованный в Вса
1-5
Поздневалдайский
2
21
То же, оглеенный и менее карбонатный
3-5
Поздневалдайский
2
З"1
Солифлюксий
3
Послебрянский
2
3
Брянская ископаемая почва. А1-Вса
1-5
244001700 лет назад
3
З1
Солифлюксий
4,5
Добрянский
3
4
Монастырская ископаемая почва.
Alg-Bcag-Bg
4,5
291001340 лет назад
3
5
Делювий (Bt)
4,5
Ранневалдайский
4
6
Мезинский лессово-почвенный
комплекс: Al-Bt-BC
4,5
Микулинско-ранневалдайский
5а-е
6а
Гор. А1 крутицкой почвы
4
Ранневалдайский
5a-d
66
Гор. Bt (in situ) салынской почвы
(материнская порода сформирована
в московское позднеледниковье)
4,5
Микулинское межледниковье
5е
7
Склоново-балочные отложения
1-5
Раннемикулинско-
позднеледниковый
5е
71
Балочный слоистый аллювий
5
Раннемикулинско-
позднеледниковый
5е
8
Флювиогляциально-склоновые пески
1-6
Позднемосковский
6
9
Перигляциальный аллювий -
переслаивание тонкозернистых песков
и глин
1-6
Московский
6
2 Морская кислородно-изотопная стадия.
профиля и С14-дата - 24400±700 лет назад (Ki-8475) несомненно позволяют отнести время ее
формирования к брянскому интерстад налу [9-11].
Слой 4. Монастырская ископаемая почва, также средневалдайская, относится к брянскому
интерстадиалу, сохранилась в сниженной части депрессии, в расчистке 5. Фрагментарно гор.
А1 отмечается выше по склону, в расчистке 4. Ее следы есть и в расчистке 3. По сравнению
с брянской верхней почвой она более оглеенная, с профилем Alg-Bcag-Bg. Ее радио¬
углеродный возраст 29100±340 лет назад.
Слой 5. Делювий (Bt), образованный за счет переотложения иллювиального горизонта
мезинского лессово-почвенного комплекса, отмечен в расчистках 4 и 5.
Слой 6. Мезинский лессово-почвенный комплекс представлен в сильно эродированном виде:
от профиля Al-A1E1(E1)-Bt осталась только нижняя треть: гор. Bt и ВС.
Слой 6а. Гор. А1 сохранился в виде нижних частей гумусовых трещин - косм, являющихся диаг¬
ностическим признаком почв Крутицкой (ранневалдайской) фазы мезинского комплекса [9-
11]. Он обнаружен только в расчистке 4.
Слой 66. Гор. Bt (in situ) - наиболее яркий из диагностических горизонтов почв салынской фазы
мезинского комплекса, относящихся к микулинскому межледниковью [9, 10]. Он сохранился
на сниженной поверхности погребенного склона, в расчистках 5 и 4.
Слой 7. Склоново-балочные отложения в сниженной части депрессии фациально замещаются
балочным слоистым аллювием.
Слой 8. Флювиогляциально-склоновые пески. В понижении в процессе формирования вреза они
преобразованы в базальный горизонт.
Слой 9. Перигляциальный аллювий.
116

Рис. 2. Реконструированный фрагмент поргебенного склона Условные обоначения см. рис. 1. В кружках - номера слоев

Поперечный профиль погребенного вреза
Строение четвертичных отложений карьера у с. Монастырщина сильно варьирует в прост¬
ранстве, отражая поперечный профиль палеодепрессии (рис. 1, 2). Нами были выделены три
толщи: нижняя (слои 9-7) - песчаная аллювиально-флювиогляциально-склонового генезиса,
прослеживаемая в виде различных фаций по всему карьеру; средняя (слои 6-3) - супесчано¬
суглинистая, почвенно-солифлюкционно-делювиального генезиса, меняющаяся по падению
палеосклона, и верхняя (слои 2, 1) - суглинистая, лессово-почвенная, поздневалдайско-
голоценовая. Наиболее сложное строение отмечается в приводораздельной части карьера,
наиболее простое (выпадают слои 6-4) - в придолинной московско-днепровского возраста. Он
перекрыт склоновыми песчаными отложениями (слой 8), содержащими гравий и гальку не
только местных осадочных, но и эрратических пород. Преобразование песчаной толщи
произошло в конце московского оледенения при расчленении рельефа и формировании
балочного склона. Следовательно, врез был заложен в московское позднеледниковье и
окончательно приобрел вид балочного склона в микулинское межледниковье. Его возраст
подтверждается также хорошо узнаваемой салынской лесной почвой мезинского лессово¬
почвенного комплекса, относящейся к микулинскому межледниковью.
Эволюционный анализ погребенной формы
Сохранился только фрагмент микулинского балочного склона, начиная от бровки балки
(расчистки 4-5) (рис. 2). Днище балки, по-видимому, полностью не вскрыто. Участок погре¬
бенного склона прослеживается по остаткам горизонта Bt микулинской почвы (слой 66),
развитого в сниженной части депрессии на флювиогляциально-склоновых песках (слой 7), и по
иному строению ее заполнения по сравнению с вмещающими породами. В микулинское
межледниковье, когда были благоприятны условия для развития растительного и почвенного
покрова, рельеф стабилизировался, аккумулятивно-денудационные процессы замедлились, и на
балочном склоне сформировалась лесная почва (слой 66). Почво-образование, вероятно, пре¬
обладало над склоновыми процессами и в ранневалдайские интерстадиалы - время формиро¬
вания Крутицкой почвы мезинского комплекса, к которой относятся характерные гумусовые
трещины - космы (слой 6а).
В ранне-, средневалдайские стадиалы солнфлюкционными процессами был полностью унич¬
тожен мезинский лессово-почвенный комплекс на прибалочном склоне и частично на балочном
склоне. Его фрагмент, вполне узнаваемый по ярким диагностическим чертам, сохранился на
прибровочной части палеосклона вследствие его быстрого захоронения под солифлюк-
ционными отложениями, образованными из материала гор. Bt (слой 5). Эти процессы были
настолько сильны, что полностью уничтожили следы микулинского почвообразования на воз¬
вышенной части склона и периодически возобновлялись в ранне- и средневалдайские похо¬
лодания вплоть до брянского интерстадиала.
В средневалдайские интерстадиалы склоновые процессы замедлились, и на частично вы¬
ровненном склоне московско-микулинской балки сформировались ископаемые почвы: мо¬
настырская (нижняя) и брянская (верхняя). Полученные датировки по препаратам гуминовых
кислот для горизонтов А1 верхней и нижней почв попадают фактически в один диапазон
радиоуглеродных определений, характерных для последнего из средневалдайских (брянского,
Дунаевского, денекамп, штильфрид В и т.д.) интерстадиалов (33-24 тыс. лет назад) [12]. На
балочных и долинных склонах в разрезах позднепалеолитических стоянок, например Костенки,
Молодово V, присутствуют два гумусовых горизонта двух сближенных почв [13]. Во время
похолодания, разделявшего два средневалдайских интерстадиала, вновь возобновились соли-
флюкционные процессы, свидетельствующие не только о значительном понижении зимних
температур, но и повышенном увлажнении. Отмечаются два уровня солифлюкционных де¬
формаций - добрянский и послебрянский.
Склон, унаследованный от московско-микулинского, продолжал существовать и в брянский
интерстадиал. Это подтверждается катеной - сочетанием почв по пологому склону неглубокой
депрессии (ее глубина в то время была около 1 м). На наиболее возвышенном участке - в
элювиальном секторе катены (расчистки 1,2), развиты дерново-карбонатные почвы на песках с
профилем А1-Вса. В средней части склона (в транзитном секторе катены) - мерзлотно¬
карбонатные почвы с солифлюкционнымц складками. В понижении (в аккумулятивном секторе
катены) - дерново-карбонатные оглеенные почвы с профилем Al-B-Bcag.
Сохранение брянской почвы на всем протяжении склона все еще существовавшей, хотя
и полу заполненной^репрессии, стало возможным благодаря достаточно быстрому ее погребе¬
118

нию без размыва в основном за счет эоловых процессов. Это подтверждается сохранением
полного профиля почвы, сформированного на песках слоя 7 на возвышенной части склона.
Депрессия перекрыта поздневалдайскими лессовидными суглинками (слой 2). О возросшей
суровости природных условий в послебрянское время свидетельствуют не только интенсивное
эоловое осадконакопление, но и крупная криогенная трещина (грунтовая жила). Она начи¬
нается от подошвы поздневалдайских лессов и разбивает средневалдайские почвы в сниженной
и более увлажненной части склона. Вероятно, образование трещины произошло уже после
максимума валдайского оледенения. В тот же период древний московско-микулинский врез был
полностью погребен под двухметровой толщей поздневалдайских лессов (разрез 5).
Унаследованность древнего вреза в структуре современного
почвенного покрова
Простирание долинного склона р. Непрядва противоположно погребенному врезу. Его
формирование приходится на новый эрозионный поздневалдайско-голоценовый цикл. Начало
образования склона, вероятно, связано с заложением ложа высокой поймы реки в валдайское
позднеледниковье или несколько ранее. Это подтверждается радиоуглеродными датировками
по углю из верхней части русловых фаций аллювия в основании высокой поймы Дона:
123001100 (Ki-5206) и 120501100 (Ki-5207), и Непрядвы: 115001260 лет назад (Ki-5533) [14]. В
этот интервал попадает также новая дата по раковинам моллюсков из нижней части старичной
фации аллювия высокой поймы Непрядвы - 121001170 лет назад (Ki-8209). Долинный склон р.
Непрядва южной экспозиции сформировался в результате интенсивных денудационных
процессов (плоскостной эрозии, солифлюкции, возможно, дефляции), которым способствовали
контрастные условия позднеледниковья [12,14].
Благодаря неравномерному сносу мелкозема резкая смена гранулометрического состава
почвообразующих пород (суглинки сменяются песками) наблюдается на разной глубине от
дневной поверхности. Это обусловило развитие контрастных по генезису и строению почв:
темно-лесных и выщелоченных черноземов - характерного сочетания для северной лесостепи,
на расстоянии всего Юм (разрезы 4 и 3).
Смена пород в пределах корнеобитаемого слоя (второго метра от поверхности) способствует
накоплению дополнительной капиллярно подвешенной влаги на границе слоев, столь необходи¬
мой для произрастания лесной растительности в особо засушливые периоды [15]. В расчистках
4 и 5 смена пород происходит слишком глубоко (в настоящее время ниже 3.0-3.5 м). Допол¬
нительная капиллярная влага, накапливаемая на смене наносов, по-видимому, была недосягаема
для древесных корней, и здесь серые лесные почвы не формировались. Под травянистой расти¬
тельностью, более устойчивой к засушливым условиям, характерным для лесостепи, получили
развитие выщелоченные черноземы (разрезы 4, 5). Таким образом, палеоформа предыдущего
московско-микулинско-валдайского климато-эрозионного цикла косвенно нашла отражение
в структуре современного почвенного покрова лесостепи.
Выводы
1.	Уточнена стратиграфическая схема строения позднеплейстоценовых отложений Сред¬
нерусской возвышенности (таблица). Выделены не одна, а две средневалдайские ископае¬
мые почвы: нижняя, более древняя - монастырская и верхняя, собственно брянская.
2.	Реконструировано строение и восстановлена история развития микулинского палео¬
склона в течение завершенного позднемосковско-микулинско-ранневалдайского эрозионно¬
го цикла. Микулинская депрессия была заложена в московское позднеледниковье. Тогда же и в
раннемикулинское время она была частично заполнена продуктами склоновой и овражной
эрозии. В микулинское межледниковье эрозионные процессы подавлялись почвенными про¬
цессами, в результате которых на склоне образовались почвы лесного генезиса (сохранилась
только нижняя часть профиля). В ранневалдайские интерстадиалы формировались лугово¬
черноземовидные почвы (остатки гор. А1 крутицкой почвы). Наиболее интенсивные рельефо¬
образующие процессы: плоскостная эрозия, а затем солифлюкция, вызвавшие уничтожение
мезинского комплекса на водоразделах и прибалочных склонах и накопление его
педоседиментов в депрессии, протекали в похолодание, последовавшее за ранневалдайскими
119

интерстадиалами (стадия 4 по кислородно-изотопной кривой - OIS). В результате глубина
депрессии уменьшилась, но она еще сохранилась в рельефе. Вероятно, это была уже ложбина.
Дважды в средневалдайские интерстадиалы на ее склонах формировались почвы, образуя
катены, и дважды в средневалдайские стадиалы в депрессии аккумулировался солифлюксий.
Окончательное погребение палеодепрессии произошло только в поздневалдайское время в
основном за счет эолового осадконакопления без заметного участия флювиальных процессов.
Московско-микулинско-валдайский эрозионный цикл закончился. Депрессия была полностью
заполнена осадками и погребена.
3.	Показано опосредованное влияние (через повышенное осадконакопление) погребенного
палеорельефа на структуру современного почвенного покрова. Причем над днищем погребен¬
ной депрессии развиты черноземы, на древнем прибалочном склоне - темно-серые лесные
почвы.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Ильин Р.С. Происхождение лессов. М.: Наука, 236 с.
2.	Тимофеев ДЛ. Геоморфологические и палеогеографические аспекты проблемы эрозии почв // Геомор¬
фология. 1988. № 2. С. 14-28.
3.	Козменко А.С. Борьба с эрозией почвы на сельскохозяйственных угодьях. М.: Сельхозиздат, 1963.
208 с.
4.	Скоморохов Л.И. К развитию форм овражно-балочного рельефа // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1981.
№5. С. 114-121.
5.	Скоморохов А.И. Флювиальный процесс и динамика водоразделов // Геоморфология. 1992. № 2.
С. 28-36.
6.	Сычева С.А. Эволюционный анализ плейстоценовых погребенных малых эрозионных форм // Геомор¬
фология. 1996. № 3. С. 27-38.
7.	Бутаков Г.П. Плейстоценовый перигляциал на востоке Русской равнины. Казань: Изд-во КазГУ, 1986.
144 с.
8.	Величко А.А., Грибченко Ю.Н., Губоина З.П. и др. Основные черты строения лессово-почвенной фор¬
мации // Лессово-почвенная формация Восточно-Европейской равнины. Палеогеография и страти¬
графия. М.: ИГРАН, 1997. С. 5-24.
9.	Морозова Т.Д. Развитие почвенного покрова Европы в позднем плейстоцене. М.: Наука, 1981. 282 с.
10.	Сычева С.А. Эволюция позднеплейстоценовых катен Среднерусской возвышенности в полном климати¬
ческом ритме "оледенение-межледниковье" // Почвоведение. 1994. № 10. С. 30-40.
11.	Сычева С.А. Эволюция балочной системы в климатическом ритме "оледенение-межледниковье" //
Геоморфология. 1997. № 2. С. 100-111.
12.	Палеогеографическая основа современных ландшафтов. М.: Наука, 1994. 205 с.
13.	Иванова И.К., Любин В.П., Праслов НД. Геология палеолита Восточной Европы (ископаемый человек
и следы его деятельности как элементы стратиграфии) // Бюл. Комиссии по изучению четвертичного
периода. 1989. № 58. С. 49-56.
14.	Сычева С.А., Гласко М.П., Маркова А.К. Многовековой ритм развития ландшафтов в голоцене и место
Куликовской битвы в его структуре // Изучение историко-культурного и природного наследия Куликова
Поля. М. - Тула: Изд. ГВИ и ПМЗ "Куликово Поле", 1999. 141 с.
15.	Сурмач Г.П. Рельефообразование, формирование лесостепи, современная эрозия и противоэрозионные
мероприятия. Волгоград: Волгогр. кн. изд-во, 1992. 174 с.
Институт географии РАН	Поступила в редакцию
02.03.2001
RECONSTRUCTION OF THE DEVELOPMENT STAGES OF MIKULIN PALEOSLOPE
(THE UPPER DON BASIN)
S.A. SYCHEVA
Summary
The structure of quaternary deposits of the III fluvial terrace above flood-plain of Upper Don and Nepryadva river
(northern part of Middle-Russian highland) was studied. The eroded Mezinian loess-soil complex overlies the
periglacial alluvium and slope-balka deposits. Two Middle-Valdai soils (Monastyrskaya and Bryanskaya) have been
distinguished in the upper loess part of the section. Their C14 dating are 29100±340 BP and 24400±700 BP. The history
of buried paleoslope evolution was reconstructed. It underwent the whole Late Moscow-Mikulino-Early Valdai erosion
cycle. Paleoslope does not manifest in the recent relief, but the structure of recent soil cover derives from it.
120

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№4
октябрь - декабрь
2002
ИСТОРИЯ НАУКИ
ЖИЗНЬ В ИССЛЕДОВАНИЯХ
(к 90-летию со дня рождения Л.И. Маруашвили)
Леван Иосифович Маруашвили родился 25 октября 1912 г. в г. Новочеркасске Ростовской
обл., в семье инженера-дорожника. В 1914 г. семья возвращается в Грузию. С 1926 по 1930 г. он
учится в Тбилисском гидротехникуме и одновременно работает в полевых отрядах Верхне-
сванетского участка в качестве техника-гидролога. В 1933 г. Л.И. Маруашвили поступил на
естественный факультет Тбилисского государственного университета, после окончания кото¬
рого в 1938 г. начинает работать ассистентом кафедры географии Кутаисского пединститута.
В 1941 г., с начала Великой Отечественной войны, он служил в действующей армии,
участвовал в Сталинградской битве и в операциях по защите Кавказа. С 1943 г. находится
в составе отряда "Спецгео", обеспечивавшего боевые действия в условиях высокогорья Кавка¬
за, а затем участвовал в военно-географической экспедиции в Южную Грузию.
По окончании войны, в короткий срок подготовил и успешно защитил кандидатскую
диссертацию "Карст обломочных пород и его геоморфологическая характеристика в свете
общего карстоведения (на примере Центральной Мегрелии)". В 1952 г. он защищает док¬
торскую диссертацию на тему "Южно-Грузинское вулканическое нагорье (строение, рельеф,
история развития)", которая явилась важным вкладом в решение проблемы изучения
вулканических областей альпийско-средиземноморского пояса, не потеряв своего значения и по
сей день.
Проработав более четырех лет заведующим кафедрой географии Сухумского пединститута
(1949-1953 гг.), Л.И. Маруашвили начинает свою деятельность в Институте географии
им. Вахушти Багратиони АН Грузии, где он проработал до конца своей жизни в качестве
руководителя отдела физической географии, а затем отдела геоморфологии и палеогеографии.
Л.И. Маруашвили - автор более 500 научных и научно-популярных трудов, в том числе
30 монографий. Многогранность исследователя, широчайшая эрудиция, огромная рабо¬
тоспособность и талант ученого проявились в той гамме разнообразных научных интересов
Левана Иосифовича, которая составляет основу его творчества.
Леван Иосифович - географ широкого профиля. После защиты докторской диссертации он
продолжает развивать тему палеогеографических и палеогеоморфологических исследований
Кавказа, и Грузии в частности. Он полностью выразил себя как ученый не только в широте
подходов и глубине разработки соответствующих разделов его физико-географических трудов,
но и в некоторых специальных изданиях - "О целесообразности пересмотра существующих
представлений о палеогеографических условиях ледникового периода на Кавказе" (Тбилиси,
1956).
Им опубликованы учебники - "Физическая география Грузии" (на груз, яз.) в двух томах
и "Физическая география Кавказа" (на груз, яз.) - в трех томах. Эти издания до сих пор
пользуются огромной популярностью, что объясняется как высочайшим уровнем работы, так и
умением Левана Иосифовича ясно и просто объяснить самые сложные проблемы
многофакторных геосистем высокогорий.
В 1971 г. выходит в свет фундаментальное исследование "Геоморфология Грузии (Рельеф
Грузинской ССР в аспектах пластики, происхождения, динамики и истории)", ответственным
редактором и основным автором которого был Л.И. Маруашвили. Этот труд представляет
собой не только настольную книгу каждого специалиста, работающего в сфере географии или
геологии Грузии, но и классическое учебное пособие для студентов естественных факультетов
вузов Грузии.
121

Нельзя пройти мимо его огромного вклада как в изучение пещер Грузии, так и в общее
карстоведение. Им было введено в науку понятие карстосферы как прерывистой земной
многоярусной оболочки, развитой в материковых и океанических частях литосферы; выделены
спелеоморфологические циклы; проведено сравнительное изучение многоярусных пещерных
систем и уровней речных террас и т.д. Эти и другие вопросы нашли обстоятельное освещение
в его книге "Основы пещероведения" (на груз, яз.), (Тбилиси, 1973).
Начавшиеся в 1970 г. по инициативе и под руководством Л.И. Маруашвили исследования
Цуцхватской многоярусной карстовой пещеры позволили на основе комплексного анализа дать
сложную картину природной среды этого уникального памятника природы. Важную роль
в успехе этих исследований сыграло решение применить для изучения пещерных отложений
самые современные методы исследования, что позволило научно обосновать многие
палеогеографические выводы. Несомненна заслуга Левана Иосифовича как организатора
и руководителя всех полевых работ, а также редактора обстоятельного труда "Изучение пещер
Колхиды" (Тбилиси, 1978).
Особое место в творчестве ученого занимает коллективная работа "Антропоген Грузии" (на
рус. яз.), (Тбилиси, 1991), вдохновителем, организатором (редактор-составитель) и основным
автором которой он являлся. Работа отражает уровень современных представлений о геогра¬
фии и геологии четвертичного периода в свете исследований, проводимых с конца 1980-х годов.
С огромным интересом была воспринята в ученом мире новая как по своей идее, так и по
уровню исполнения работа - "Палеогеографический словарь", вышедшая в 1985 г. в Москве
в издательстве "Мысль". Автору удалось на 358 страницах емкого текста не только дать
дефиницию более чем 8 тыс. терминов и определений по палеогеографии, геоморфологии,
четвертичной геологии, историческому ландшафтоведению и т.д., но и создать четкую
палеогеографическую концепцию, что, несомненно, является одним из главных достоинств
этого издания. До этого подобного словаря-справочника не существовало ни в странах бывшего
СССР, ни за рубежом. Книга, ставшая библиографической редкостью уже через полгода после
выхода в свет, - лучший памятник большому ученому и неутомимому исследователю.
Альпинизм занижал особое место в жизни ученого. Опыт, накопленный за годы работ
в высокогорье, позволил Л.И. Маруашвили поделиться им с читателями на страницах книги
"Техника альпинизма" (на груз, яз.) (Тбилиси, 1947). Памирской эпопее, когда он в составе
экспедиции под руководством известного альпиниста и общественного деятеля Н. Крыленко
участвовал в покорении "Крыши мира", ученый посвятил книгу "Десять лет под гипнозом
вершин" (на груз. яз.). Романтике таинственного мира пещер посвящена его другая книга "Свет
во мраке" (на груз. яз.).
Еще один аспект интересов Л.И. Маруашвили - это историческая география. В 1935 г. была
опубликована его книга "Марко Поло и Свен Гедин" (на груз. яз.). После этого последовал цикл
работ - "Географический кругозор Шота Руставели" (на груз, яз.) (Тбилиси, 1938), "Вахушти
Багратиони - его предшественники и современники" (на рус. яз.) (1956), "Восемнадцать лет
в странах Азии" (на груз, яз.) (1963), "Путешествие Рафаила Данибегашвили в Индию, Бирму
и другие страны Азии" (на рус., англ, и хинди) (1969).
Помимо научной деятельности, большое место в жизни Л.И. Маруашвили занимала
подготовка научных кадров - географов. За годы педагогической деятельности им воспитаны
поколения студентов, под его руководством защищено более десятка кандидатских и несколько
докторских диссертаций.
Велика заслуга Левана Иосифовича как пропагандиста и популяризатора науки, а также как
талантливого журналиста, который в течение всей своей жизни, сотрудничая с редакциями
многочисленных газет и журналов как в Грузии, так и за ее пределами, помещал в них яркие
и неповторимые картины природы родной страны.
Л.И. Маруашвили и его деятельность были высоко оценены - он кавалер многочисленных
орденов и медалей, лауреат Государственной премии Грузии (за участие в создании "Красной
книги Грузинской ССР"), лауреат золотой медали им. Пржевальского ГО СССР, лауреат
премии им. Вахушти Багратиони ГО Грузии, имеет многочисленные почетные дипломы,
грамоты и т.д. Ему было присвоено звание заслуженного деятеля науки Грузинской ССР
и Абхазской АССР.
До последних дней своей жизни (скончался 5 декабря 1992 г.) он продолжал активно
заниматься любимой наукой, являя собой прекрасный пример жизни, отданной исследованиям и
путешествиям.
З.К. Таташидзе, И.В. Бондырев
122

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№4
октябрь-декабрь
2002
ЮБИЛЕИ
Наталья Владимировна Хмелева
В феврале 2002 г. Географический факультет МГУ,
кафедра геоморфологии и палеогеографии и научно-
исследовательская лаборатория эрозии почв и русловых
процессов им. Н.И. Маккавеева отметили юбилей кандидата
географических наук, старшего научного сотрудника,
заслуженного научного сотрудника Московского универси¬
тета, действительного члена Географического общества
Натальи Владимировны Хмелевой.
Вся научная деятельность Натальи Владимировны
связана с Географическим факультетом, с кафедрой геомор¬
фологии и палеогеографии, на которой она бессменно
трудится с 1945 г., будучи одной из первых выпускниц этой
кафедры. Свои научные исследования она начала с изучения
линейных форм рельефа. И то, что ею было сделано и опу¬
бликовано в 1950-е годы, стало классикой литературы по
овражно-балочным формам и условиям их развития.
С 1953 г. Наталья Владимировна была верным учеником
и сотрудницей проф. Н.И. Маккавеева, а после его смерти
продолжает развивать его учение о русловых процессах,
внося новые идеи и подходы в рамках флювиального
геоморфологического направления.
Наталья Владимировна является научным руководителем и одним из организаторов экспериментальных
исследований геоморфологических процессов. Они были начаты в 1953 г. на открытой площадке под
Можайском, а затем продолжены в лаборатории экспериментальной геоморфологии в Гидрокорпусе МГУ.
Их результаты подытожены в трех выпусках "Экспериментальной геоморфологии", создавших мировую
известность всему направлению. Можно только поражаться, какое разнообразие задач решалось под
руководством Н.В. Хмелевой в лаборатории: развитие продольного профиля рек и речных террас,
формирование тектонических структур, образование форм русла, механизм формирования аллювиальных
россыпей.
С 1963 г. Наталья Владимировна возглавляла стационарные наблюдения за развитием эрозионных
форм и русловых процессов на реках Западного Закавказья. Здесь ею была создана сеть постоянно
действующих эрозионно-русловых и склоновых стационаров, функционировавших в течение 28 лет. Это
уникальное явление в постановке такого рода работ. При этом Наталья Владимировна не ограничилась
рамками наблюдений на конкретных объектах. Накапливающиеся данные наблюдений и результат их
анализа она сопоставила с такими факторами, как изменение увлажненности, интенсивность землетрясений
и, наконец, вышла на "космический" уровень, связав цикличность проявления экзогенных процессов с
солнечной активностью. Не будь этих работ, выполненных иод руководством и при участии Н.В. Хмеле¬
вой, - как много осталось бы неизвестным о сущности русловых процессов на горных реках. Результаты
стационарных исследований обобщены в недавно вышедшей книге "Бассейн горной реки и экзогенные
процессы в его пределах", одним из основных авторов которой является Наталья Владимировна. Книга
получила широкий резонанс у научной общественности.
В 1969 г. Н.И. Маккавеев создает Проблемную (научно-исследовательскую) лабораторию эрозии почв и
русловых процессов. Наталья Владимировна активно работает в лаборатории, продолжая, вместе с группой
руководимых ею сотрудников, развивать экспериментальные и стационарные исследования. Одновременно
123

она возглавляет начатые в лаборатории исследования особенностей формирования россыпей, в основу
которых была положена идея Н.И. Маккавеева о генетических комплексах аллювия. Исследования
россыпей подкреплялись результатами опытов, поставленных в лаборатории экспериментальной
геоморфологии. Постановка таких опытов - уникальное явление в науке о россыпях, позволившее выявить
важные закономерности их формирования. Синтез натурных и экспериментальных исследований позволил
Наталье Владимировне вместе с коллективом сотрудников лаборатории разработать метод генетического
анализа россыпей и его методику. Сущность этого метода - в подходе к россыпи как к составной части
наносов, транспортируемых рекой. Применение методики генетического анализа при исследовании
россыпей в ряде районов Восточной Сибири позволило выявить перспективные участки, открыть ряд
новых россыпных месторождений.
В юбилейном году научная деятельность Натальи Владимировны была высоко оценена - ей присвоено
звание "Заслуженного научного сотрудника Московского университета".
Коллеги, ученики и друзья Наталья Владимировны поздравляют ее с юбилеем, от всего сердца желают
дальнейших успехов и свершений, здоровья и тверческого долголетия.
Географический факультет МГУ им. М.В. Ломоносова,
Кафедра геоморфологии и палеогеографии,
НИ лаборатория эрозии почв и русловых процессов
им. Н.И. Маккавеева,
Геоморфологическая комиссия РАН,
Редколлегия журнала "Геоморфология"
ПОТЕРИ НАУКИ
Геннадий Петрович Бутаков
(1942-2001)
3 ноября 2001 г. после тяжелой непродолжительной болезни скончался видный геоморфолог, доктор
географических наук, заведующий кафедрой физической географии и геоэкологии Казанского
государственного университета профессор Геннадий Петрович Бутаков.
Геннадий Петрович родился 15 июня 1942 г. в д. Шора Мари-Турекского района Марийской
АССР в крестьянской семье. Учился в местной школе, затем в Свердловской обл. и в Киргизии, где жил
у брата - шахтера уранового рудника. Отец пропал без вести на фронте.
В 1959 г. Геннадий Петрович поступил на географический факультет Казанского университета и уже на
первых курсах проявил себя как очень способный студент. Участвовал в кафедральных экспедициях, много
дали для его развития производственные практики на Байкале и в Казахстане. По индивидуальному плану
с отличием окончил университет, поступил в аспирантуру по специальности геоморфология. В 1968 г.
окончил аспирантуру и блестяще защитил кандидатскую диссертацию, темой которой явилось
аналитическое изучение крупнообломочного материала для целей геоморфологии и палеогеографии.
Петрографическое, гранулометрическое и морфологическое изучение современных круннообломочных
образований разного происхождения позволило создать генетические эталоны, с помощью которых был
решен ряд дискуссионных вопросов происхождения и развития рельефа Среднего Поволжья (история
долинной сети, древние оледенения, древние береговые линии, развитие склонов и др.). Этим проблемам
была посвящена вышедшая в 1971 г. небольшая книга, написанная Г.П. Бутаковым совместно с его
руководителем А.П. Дедковым.
Полевые исследования все более убеждали Геннадия Бутакова в большой роли в формировании
рельефа и континентальной осадочной формации плейстоценового неригляциального климата. В 1971 г.
Геннадий Петрович был направлен на годовую стажировку в международный центр по перигляциальной
геоморфологии в Лодзинский университет (Польша). Стажировка у проф. Яна Дылика была успешной,
и Геннадий Петрович с новой энергией продолжил полевые исследования в Поволжье и Вятско-Камском
крае.
124

В 1972 г., откликнувшись на призыв создаваемого Удмуртского университета, Г.П. Бутаков переехал в
Ижевск, где вскоре возглавил кафедру физической географии нового университета. При этом, однако,
сохранял все научные связи, и прежде всего экспедиционные, с Казанским университетом. Выполнив свою
миссию в Удмуртском университете, Геннадий Петрович в 1980 г. возвращается в Казань, где прошла вся
его дальнейшая научная и преподавательская деятельность.
Результатом интенсивных научных исследований явилась успешная защита в 1986 г. в Институте
географии АН СССР докторской диссертации "Плейстоценовый перигляциал на востоке Русской
равнины". В этом же году вышла его монография под таким же названием. Можно с уверенностью сказать,
что ни в одном крупном регионе страны рельефообразование в перигляциальном климате плейстоцена не
было изучено с такой детальностью, как Г.П. Бутаковым в Вятско-Камском крае и в Среднем Поволжье.
После защиты диссертации Геннадий Петрович продолжил изучение геоморфологии и четвертичной
истории рельефа Татарстана и всего Среднего Поволжья. Возглавляемая им с 1990 г. кафедра физической
географии и геоэкологии Казанского университета стала центром изучения не только геоморфологии, но
и четвертичной геологии региона. Одновременно Геннадий Петрович сосредоточил внимание на изучении
современных экзодинамических процессов, широко используя при этом стационарные и полустационарные
наблюдения в различных регионах Поволжья. В последние годы он много работал над проблемами
геоэкологии, комплексного картографирования, изучения водных ресурсов Татарстана. Успешному прове¬
дению исследований в большой степени способствовали многочисленные хоздоговора с производственными
геологическими и природоохранными организациями. В исследования вовлекались молодые сотрудники
других вузов края, обучавшиеся в аспирантуре у Геннадия Петровича. Всего им подготовлено 10 канди¬
датов наук, ныне работающих в университетах Казани, Ижевска, Перми, Ульяновска, Йошкар-Олы. Один
из учеников Г.П. Бутакова успешно защитил докторскую диссертацию. Г.П. Бутаков активно участвовал
в подготовке и проведении Всесоюзного (1988) и Международного (1991) геоморфологических
симпозиумов в Казани, в написании коллективных монографий "Овражная эрозия востока Русской
равнины" (1990), "Средняя Волга" (1992). Его перу принадлежит 280 статей но геоморфологии
и четвертичной геологии. Геннадий Петрович был также отличным преподавателем. Его лекции по
общему землеведению, палеогеографии и другим курсам неизменно имели самый высокий рейтинг среди
студентов.
Геннадий Петрович покинул нас в расцвете творческих сил и возможностей, накануне своего шести¬
десятилетия. Коллеги и друзья, многочисленные ученики навсегда сохранят о нем светлую память.
Кафедра физической географии и геоэкологии
Казанского государственного университета,
Геоморфологическая комиссия РАН,
Редколлегия журнала ”Геоморфология"
125

СОДЕРЖАНИЕ № 1-4, 2002 г.
Бронгулеев В.Вад., Жидков М.П., Макаренко А.Г. Локальные особенности современных
экзогеодинамических режимов Русской равнины (на примере Вологодского, Саратовского
и Пермского участков)			 1	3-18
Гусаров А.В. Тенденции изменения эрозии и стока взвешенных наносов в Северной Америке
во второй половине XX столетия	 2	9-26
Любимов Б.П. Геоморфологические особенности овражной эрозии в аридной зоне	 1	18-25
Тимофеев Д. А. От Дэвиса до наших дней: чему учит история геоморфологии	 2	3-9
Статьи, посвященные Международному Году Гор
Авенариус ИХ. Некоторые особенности новейшей геодинамики Новоземельского орогена и
прилегающих акваторий по данным морфоструктурного анализа	 3	53-60
Буланов С.А. Особенности внутриконтинентального орогенеза (на примере Центрально-
Азиатского горного пояса)	 3	41-52
Ефремов Ю.В. Некоторые закономерности формирования озерных котловин в Непальских
Гималаях	 4	53-60
Ефремов Ю.В., Зимницкий А.В. Орографические особенности Непальских Гималаев	 4	22-37
Жидков М.П. Островные горы - конвергенция форм рельефа различных
геоморфологических режимов (Кавказ и равнины)	 4	3-4
Жидков М.П., Лихачева Э.А. Альпы и Кавказ - эстетика рельефа	 3	61-73
Лузгин Б.Н. Морфогения Большого Алтая	 4	14-21
Никонов А.А. Гора Бориса и Глеба на Тамани	 3	73-78
Пахомов А.Ю., Смирнов В.Н. Скальные оползни в горах Примагаданья	 3 95-109
Сковитина Т.М. Плотинные озера Саяно-Байкальской становой горной области	 3	79-88
Тимофеев Д.А., Бронгулеев В.Вад., Чичагов В.П. Некоторые проблемы геоморфологии
гор	 3	3-15
Уфимцев Г.Ф. Новейшее горообразование в Евразии			 3 15-26
Уфимцев Г.Ф. Тектонический рельеф Непальских Гималаев	 4 37-53
Чалов Р.С. Горные реки и реки в горах: продольный профиль, морфология и динамика русел 3	26-40
Щетников А.А. Озера Окинского плоскогорья	 3	88-95
Дискуссии
Бадюкова Е.Н. Геоморфологические и литологические признаки существования "пластовых"
потоков в Северном Прикаспии в позднехвалынское время	 2	27-41
Гарцман Б.И., Карасёв М.С. О принципах регионального анализа русловых процессов малых и
средних рек и их антропогенной динамики	 2	42-51
Экологическая геоморфология
Евина А.И. Эколого-геоморфологический анализ территории г. Кашира	 1	26-33
Кузьмин С.Б. Геолого-геоморфологический каркас для выделения классов экологической
опасности территории (на примере Иркутской области)	 1	33-43
Геоморфология и народное хозяйство
Кутузов Т.В. Вертикальные русловые деформации и их учет при проектировании подводных
переходов коммуникаций	 2	52-59
Методика научных исследований
Зорина Е.Ф., Никольская И.И., Прохорова С.Д. Оценка опасности оврагообразования		2	60-67
Кошкарев А.В., Мерзлякова И.А., Чеснокова И.В. Географические информационные
системы в эколого-геоморфологических приложениях	 2	68-79
Крупочкин Е.П., Лавров Е.И., Червяков В.А. Автоматическое создание карт кривизны и
извилистости линейных объектов (на примере Алтайского края)	   1	44-53
126

Ласточкин А.Н., Попов С.В. Результаты и методика геоморфологического картографиро¬
вания подледно-подводного рельефа впадины Ламберта и ее обрамления (Восточная Ан¬
тарктида) 	 2	80-91
Леоптьев И.О. Моделирование эволюции аккумулятивных берегов Баренцева и Карского
морей	 1	53-64
Научные сообщения
Агатова А.Р., Хыол В.Ван, Мистрюков А.А. Динамика ледника Софийского (Юго-Восточный
Алтай): последний ледниковый максимум - 20 век	 2 92-105
Бадюкова Е.Н. Высокая карангатская лагунно-трансгрессивная терраса Таманского
полуострова и северо-восточного побережья Азовского моря	 4	61-70
Беляев В.Р. Особенности оврагообразования в разных природных условиях	 2 105-110
Богомолов А.Л., Виноградова Н.Н., Власов Б.Н., Крыленко И.В., Чалов Р.С. Влияние
катастрофичесаких селей в г. Тырныаузе на русло р. Баксан	 1	65-74
Гусаров А.В. Тенденции эрозии и стока взвешенных наносов в Азии во второй половине
XX столетия	 4	70-87
Каплин П.А., Поротов А.В. Особенности развития пересыпей восточной Чукотки в условиях
повышения уровня моря	 1	74-82
Корсакова О.П. Морфологический анализ рельефа северо-восточной части Балтийского
щита	 4	87-95
Павлидис Ю.А. Возможные изменения в динамике и морфологии коралловых берегов в свете
представлений о "глобальном потеплении"	 4 96-105
Пахомова О.М. Горизонтальные русловые деформации и их связь с порядковой структурой
речной сети	 4 105-111
Поздняков А.В., Окишев П.А. Механизм формирования донных гряд и возможный генезис
"гигантской ряби" Курайской котловины Алтая			 1	82-90
Сычева С.А. Реконструкция этапов развития микулинского палеосклона (бассейн верхнего
Дона)	 4 111-120
Халилов Г.А. Оценка денудационного среза Малого Кавказа	 1	90-97
История науки
Таташидзе З.К., Бондырев И.В. Жизнь в исследованиях (к 90-летию со дня рождения
Л.И. Маруашвили)	 4 121-122
Юбилеи
Александр Адамович Свиточ (к 70-летию со дня рождения)	 1	100
Наталья Владимировна Хмелева	 4	123
Славный юбилей крупного российского геоморфолога Луизы Константиновны Зятьковой 	1 98-99
Рецензии
Борсук О.А. Итоги стационарных наблюдений за экзогенными процессами на южном склоне
Большого Кавказа	 1 101-103
Лихачева Э.А., Тимофеев Д.А. Монография о теории и методах экологического русло-
ведения	 	 1 103-104
Предовский А.А. Монография о неотектонических дислокациях на Балтийском щите	 1 104-105
Сажин А.Н. Две книги о современном эоловом морфогенезе	 1	105
Хроника
Барышников Г.Я., Хабидов А.Ш., Чичагов В.П. Международное совещание по проблемам
геоморфологии Центральной Азии - XXVI Пленум Геоморфологической Комис¬
сии РАН	 1108-110
Бельгибаев М.Е. Впечатления участника XXVI Пленума Геоморфологической Комиссии
РАН	 1110-111
Потери науки
Александр Иванович Скоморохов (1927-2001)	 2	111
Геннадий Петрович Бутаков (1942-2001)	 4	124
127

ИНФОРМАЦИЯ
В ИНСТИТУТЕ ГЕОГРАФИИ РАН ВЫШЛИ В СВЕТ КНИГИ:
Горелов С.К. Древний рельеф и современные геоморфологические процессы. М.: Изд. НЦ
ЭНАС, 2001. 128 с.
В книге изложены основные результаты изучения древнего рельефа и современных
геоморфологических процессов применительно ко всей территории Северной Евразии. Это
первый опыт подобного сравнительного анализа, главным выводом которого является
доказательство значительной древности (дочетвертичное время) многих форм рельефа на
территории бывшего СССР. Установлен ряд закономерностей развития современных рель¬
ефообразующих процессов (зональное и азональное развитие и др.) и основные факторы,
определяющие сохранность древнего рельефа. Рассматривается общий эколого-гео¬
морфологический аспект выделяемой проблемы.
Хрисанов В.А., Горелов С.К. Современный экзоморфогенез молодых горных стран и его
экологическое значение. М.: Изд. ИГРАН, 2002. 251 с.
В книге рассматриваются основные закономерности регионального и локального развития
современных рельефообразующих процессов на обширной территории Большого Кавказа и
гор Центральной Азии. Проанализированы основные факторы развития экзогенных
процессов, включая влияние сейсмотектонического фактора. Установлено зональное и
азональное развитие геоморфологических процессов, особенности их формирования в условиях
гумидных и аридных зон, величины денудационного среза гор и др. Значительная часть книги
посвящена экологической оценке результатов проведенных исследований, которая дана на
примерах детального изучения районов Центрального Кавказа и Центрального Копетдага.
Главный редактор Д.А. Тимофеев
Редакционная коллегия:
А.М. Берлянт, В. Вад. Бронгулеев, В.А. Брылев, А.П. Дедков, Ю.В. Ефремов,
П.А. Каплин, А.Н. Ласточкин, Е.В. Лебедева (отв. секретарь),Э.А. Лихачева,
А.Н. Маккавеев (зам. гл. редактора), Ю.А. Павлидис, Г.И. Рейснер, Ю.П. Селиверстов
Ю.Г. Симонов, Г.Ф. Уфимцев, Г.И. Худяков, Р.С. Чалов, В.П. Чичагов
Зав. редакцией Е.А. Карасева
тел. 238-03-60
Технический редактор Т.Н. Смолянникова
Сдано в набор 19.08.2002	Подписано к печати 15.10.2002	Формат бумаги 70xl00V16
Офсетная печать	Усл.печ.л. 10,4	Усл.кр.-отг. 3,1 тыс. Уч.-изд.л. 12,2	Бум.л. 4,0
Тираж 296 экз. Зак. 6644
Свидетельство о регистрации № 0110281 от 8 февраля 1993 г.
в Министерстве печати и информации Российской Федерации
Учредители: Российская академия наук, Отделение океанологии, физики атмосферы и географии РАН.
Институт географии РАН
Адрес редакции: 109017, Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 29
Институт географии РАН, тел. 238-03-60
Адрес и з д а т е л я: 117997, Москва, Профсоюзная ул., 90
Отпечатано в ППП "Типография "Наука", 121099, Москва, Шубинский пер., 6
128

Индекс 70215
«НАУКА»
ISSN 0435-4281 Геоморфология, 2002, JY° 4