Геоморфология №3 за 2001 год

Теги: геоморфология журнал геоморфология

ISBN: 0435-4281

Год: 2001

Похожие

История отечественного почвоведения: Развитие идей, дифференциация, институционализация

Палеогеография Европы за последние сто тысяч лет (атлас-монография)

Изменение климата и ландшафтов за последние 65 млн лет

Почвоведение №06 за 2005 год

Текст

Российская академия наук
ISSN 0435-4281
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
2001

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
РОССИЙСКАЯ
АКАДЕМИЯ
НАУК
МОСКВА
ИЮЛЬ - СЕНТЯБРЬ
№3 - 2001
ЖУРНАЛ ОСНОВАН
В 1970 ГОДУ
ВЫХОДИТ
4 РАЗА В ГОД
СОДЕРЖАНИЕ
Тимофеев Д.А., Чичагов В.П. 80-летний юбилей выдающегося российского ученого - Юрия
Александровича Мещерякова 3
Гусаров А.В. Тренды эрозии в Европе во второй половине XX столетия 17
Бронгулеев В.Вад., Жидков М.П., Макаренко А.Г. Экзогеодинамические режимы Московского
региона 34
Дискуссии
Николаев Н.И. О молодых движениях, неотектоническом и геоморфологическом этапах развития
Земли 48
Прикладная геоморфология
Евдокимов В.И. Инженерно-геоморфологическое планографирование 58
Макунина Г.С. Аэротехногенное воздействие на развитие геоморфологических процессов в зонах
разломов 67
Научные сообщения
Бадюкова Е.Н. О возможности соединения Каспийского и Черного морей в позднехвалынекое и голо¬
ценовое время 76
Свиточ А.А. Комментарии рецензента к статье Е.Н. Бадюковой "О возможности соединения
Каспийского и Черного морей в позднехвалы некое и голоценовое время" 86
Брылев В.А., Стрельцова Е.Н., Арестов А.В. Изменение геоморфологических процессов и ландшаф¬
тов в Волго-Ахтубинской пойме в связи с зарегулированием гидрологического режима Волги 87
Вигпнский В.А., Ефимов В.И. Основные этапы рельефообразования Азово-Черноморского региона
в кайнозое 94
Завадский А.С. Асимметрия формы свободных излучин на примере Вычегды и Чулыма 101
Кочиева Н.Т., Серафимовский Т., Петров Г., Спасовский О. Структурные формы современного
рельефа Западной Македонии и их значение при металлогенических исследованиях 110
Ранцман Е.Я., Гласко М.П., Губерман Ш.А., Максимов В.В. Морфоструктурное районирование
поверхности Марса (фрагмент) 118
Рецензии
Свиточ А.А., Янина Т.А. Интересные работы по геоморфологии Восточного Азербайджана 125
Информация
Тимофеев Д.А. Новый этап в деятельности Геоморфологической комиссии Международного Геогра¬
фического Союза 126
© Российская академия наук.
Отделение океанологии, физики атмосферы и географии.
Институт географии, 2001 г.

GEOMORPHOLOGY
RUSSIAN
ACADEMY
OF SCIENCES
MOSCOW
JULY - SEPTEMBER
№ 3 - 2001
QUARTERLY
FOUNDED 1970
CONTENTS
Timofeyev D.A., Chichagov V.P. 80 year anniversary of Yu.A. Mescherikov - the famous Russian
scientist 3
Gusarov A.V. Trends of erosion in the Europe during the second half of the XX century 17
Bronguleyev V.Vad., Zhidkov M.P., Makarenko A.G. Exogeodynamic regimes of the Moscow region 34
Discussions
Nikolayev N.I. Young movements, neotectonic and geomorphologic stages of the Earth’s evolution 48
Applied geomorphology
Yevdokimov V.I. Engineering-geomorphologic plane-drawing 58
Makunina G.S. Air-technogenic impact on geomorphic processes in the fault zone 67
Short communications
Badyukova E.N. On the possibility of the Caspian and the Black Seas interconnection in the Late
Pliestocene-Holocene 76
Svitotch A.A. The reviewer’s commentary to the paper "On the possibility of the Caspian and the Black
Seas interconnection in the Late Pleistocene-Holocene" by E.N. Badyukova 86
Brylev V.A., Strel’tsova E.N., Arestov A.V. Changes of landscapes and geomorphic processes in the Volga-
Akhtuba flood-plain due to Volga’s flow regulating 87
Viginsky V.A., Efimov V.I. Main epochs of Cenozoic relief evolution in the Azov-Black Sea region 94
Zavadsky A.S. The free meanders asymmetry (the Vychegda and Chulym rivers as an example) 101
Kotchneva N.T., Seraphimovsky T., Petrov G., Spasovsky O. Structural landforms of West Macedonia and
their influence on the distribution of ore-bearing zones 110
Rantsman E.Ya., Glasko M.P., Gubermann Sh.A., Maksimov V.V. Morphostructural zone division of the
Mars’ surface 118
Reviews
Svitotch A.A., Yanina T.A. An interesting geomorphology studies of the eastern Azerbaijan 125
Information
Timofeyev D.A. New stage in the activity of Commission on Geomorphology of the IGU 126

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 3
июлы-сентябрь
2001
УДК 551.4
© 2001 г. Д.А. ТИМОФЕЕВ, В.П. ЧИЧАГОВ
80-ЛЕТНИЙ ЮБИЛЕЙ ВЫДАЮЩЕГОСЯ РОССИЙСКОГО УЧЕНОГО -
ЮРИЯ АЛЕКСАНДРОВИЧА МЕЩЕРЯКОВА
С чувством законной гордости мы отдаем дань памяти одному из крупнейших уче-
ных-геоморфологов и организаторов геоморфологической науки XX века, одному из
создателей учения о морфоструктуре и морфоскульптуре, основоположнику комплекс¬
ного анализа современных тектонических движений, ученому с широким кругом науч¬
ных интересов - профессору Юрию Александровичу Мещерякову. Вспоминаем в связи
с его 80-летним юбилеем. Делаем это не формально, а потому что проработали с ним
вместе и под его руководством не один десяток лет в отделе геоморфологии и палео¬
географии Института географии, Геоморфологической комиссии РАН, в редколлегии
академического журнала «Геоморфология».
Мы гордимся тем, что работали с Юрием Александровичем. Одновременно мы
испытываем и чувство грусти - ведь он, сделав настоящий прорыв в науке, так рано
ушел от нас... Как интересно и неумолимо взаимодействуют и влияют на нас Время
и Память... Юбиляр запомнился и остался для всех молодым - 48-летним, мы же
изрядно шагнули за этот предел... Вспоминаем с теплотой и любовью обаятельного
и веселого, высоко интеллигентного и образованного человека, вспоминаем уже не
первый раз [1-5].
Юбиляр был незаурядной, романтической, творческой личностью, любил музици¬
ровать и знал музыку, любил рисовать и коллекционировал альбомы с шедеврами
мирового изобразительного искусства.
3

Ю.А. Мещеряков прожил яркую жизнь Человека Науки. Действительно, вся его
жизнь была отдана и скорее веет предназначалась науке. Он родился 17 августа
1921 года в г. Калуге, окончил школу в г. Уфе и в 1945 г. с отличием окончил Геоде¬
зический факультет Московского института инженеров геодезии, аэрофотосъемки
и картографии. С ранних лет его отличали серьезность, вдумчивость и целеустремлен¬
ность. В студенческие годы были заложены основы его научных интересов. Большую
роль в формировании его геоморфологического мировоззрения сыграла экспедиция
в Восточный Саян под руководством С.В. Обручева. Тогда же обнаружились не¬
заурядные способности в разработке и применении новых методов и технологий - сту¬
дентом Мещеряковым был предложен метод создания стереоскопической фотокарты,
опубликованный в его первой научной работе в 1947 г.
После окончания МИИГАиК ЮА - мы так его называли за глаза - поступил
в аспирантуру ИГАН, связав всю свою жизнь и научные интересы с головным науч¬
ным географическим институтом страны и его проблематикой. В 1950 г. защитил кан¬
дидатскую диссертацию, посвященную анализу основных закономерностей строения
и истории формирования рельефа Русской равнины, в 1963 г. - в качестве докторской
диссертации объемистую рукопись - будущую фундаментальную монографию "Струк¬
турная геоморфология равнинных стран" (1965). Мы помним как интересно проходила
ее защита. ЮА был празднично настроен, сильно волновался, но хорошо держался;
сделал хороший доклад и четко отвечал на вопросы, достойно полемизировал с одним
из оппонентов - проф. Н.И. Николаевым и отстоял свою точку зрения о полигенети-
ческих поверхностях выравнивания равнинно-платформенных областей. Академик
И.П. Герасимов - директор ИГАН и председатель ученого совета, единомышленник,
соратник и соавтор ЮА - в заключительном слове сказал: "Я по-хорошему завидую
Вашей работе, Юрий Александрович!". Это была высокая похвала и высокая оценка
талантливого большого ученого, признание и похвала которого не часто высказыва¬
лись в такой аудитории...
ЮА отличался поразительной работоспособностью, последовательностью в прове¬
дении исследований и результативностью в их завершении; умел устанавливать проч¬
ные деловые контакты и годами поддерживать дружеские отношения со своими на¬
учными партнерами. Он быстро становится крупнейшим отечественным геоморфо¬
логом в области структурной геоморфологии, которую он и создавал; понимал и раз¬
вивал ее как синтез материалов и методов геоморфологии, геофизики, геотектоники
и геодезии.
Юрий Александрович не получил географического высшего образования, но быстро
оценивал и синтезировал основные достижения геоморфологической науки того вре¬
мени. Он развернул собственные и коллективные исследования в области структурной
геоморфологии и современных тектонических движений; разработки методики гео¬
морфологического картографирования и исследования экзогенного рельефообразова-
ния. ЮА успешно сочетал качества экспедиционного исследователя, теоретика науки
и создателя новых методов и приемов структурно-геоморфологических исследований,
организатора больших коллективных работ и научного руководителя своих учеников.
Работая в экспедициях в центральных и северо-западных районах Русской равнины,
Башкирии, Поволжья, Прикаспия, Западной Сибири и Саян, он разрабатывал и совер¬
шенствовал приемы приложения ряда геодезических и геофизических методов к изуче¬
нию современного и древнего рельефа.
Одновременно он плодотворно развивал проблему комплексного изучения совре¬
менных тектонических движений. Почти половина руководимого им отдела участво¬
вала в обследовании линий повторного нивелирования, проведении специализирован¬
ных геоморфолого-геодезических работ и последующим обобщении и картографиро¬
вании полученных материалов. ЮА удалось сформулировать основные теоретические
представления о современных тектонических процессах и методах их изучения,
внедрить в геоморфологию количественные методы исследования и геофизические
подходы. При его личном участии и под его научным руководством в сжатые сроки
4

созданы первые карты современных движений земной коры на территорию Европей¬
ской части страны и стран Восточной Европы. ЮА становится признанным лидером в
области изучения современных движений земной коры. В 1960 г. в признание его боль¬
ших заслуг его выбирают президентом Комиссии по современным движениям зем¬
ной коры Международного Союза геодезии и геофизики (МСГГ). В 1963 и 1967 гг.
он дважды переизбирался на этот высокий пост и занимал его до конца своих
дней.
Широкому кругу геоморфологов явно недостаточно известен вклад ЮА в решение
проблемы прогноза землетрясений. Между тем, предложенная им оригинальная клас¬
сификация движений земной коры содержит типы движений - предвестников земле¬
трясений.
В геоморфологическом картографировании Юрий Александрович преимущественно
разрабатывал методику мелкомасштабного (обзорного) картографирования, наиболее
полно и наглядно отражающего современные представления об эволюции земной
поверхности. Большой коллектив институтских геоморфологов под руководством ЮА
и при его непосредственном участии быстро разработал и опубликовал уникальный
труд, который среди нас, молодых тогда геоморфологов, в шутку назывался "Красный
Махачек". Дело в том, что в 1959 и 1961 гг. Изд-во иностранной литературы опуб¬
ликовало русский перевод капитального двухтомника "Рельеф Земли. Опыт регио¬
нального морфологического описания поверхности Земли" известного немецкого
геоморфолога Ф. Махачека. Из практики научных глобальных обобщений известно,
что следующий обобщающий труд такого рода обычно выходит не скоро, если вы¬
ходит вообще. Так вот, в 1964 г. трудами ЮА и его сотрудников были составлены
геоморфологические карты мира и материков для Физико-географического атласа
Мира и на их основе в 1967 г. была создана необычная - действительно уникальная
монография "Рельеф Земли" - первое фундаментальное обобщение новых данных по
геоморфологии всего Земного шара, составленное с использованием новых теоре¬
тических позиций Института географии АН СССР. И.П. Герасимов и Ю.А. Меще¬
ряков вместе создают основополагающие разделы "Рельефа Земли" о морфоструктуре
и морфоскульптуре. Эти труды вызвали большой интерес и резонанс в мировом гео¬
морфологическом сообществе, неоднократно обсуждались на международных форумах
и были переведены на английский язык.
Как можно видеть из сказанного, сильной чертой характера Юрия Александровича
было умение объединить и вдохновить коллективы отечественных ученых на решение
крупных научных задач. Вершиной успеха такого рода можно считать разработку ЮА
вместе с И.П. Герасимовым морфоструктурного анализа и внедрение его в практику
геолого-геоморфологических работ в нашей стране и за ее пределами. Теперь, по про¬
шествии многих лет, можно утверждать, что это удивительное по своей кажущейся
простоте научное направление необычайно быстро было взято на вооружение нашими
учеными, исследователями и производственниками. И незамедлительно дало большие
научные и практические результаты.
Вместе с И.П. Герасимовым ЮА добился создания в 1958 г. Межведомствен¬
ной Геоморфологической комиссии при Отделении геолого-географических наук АН
СССР. Он успешно работал сначала ученым секретарем, а затем заместителем пред¬
седателя комиссии. Мы вправе отметить, что 50-60-е годы XX века были временем
расцвета, взлета геоморфологических исследований в нашей стране, временем духов¬
ного и профессионального подъема и единения геоморфологов разных школ, направ¬
лений и ведомств. Первые Пленумы Геоморфологической комиссии привлекали сотни
ученых и исследователей из десятков городов Советского Союза. Их программы были
насыщены новыми материалами, сопровождались тщательно подготовленными науч¬
ными экскурсиями, а результаты пленумов публиковались в виде объемистых научных
сборников. Эти замечательные научные собрания проходили "на ура" - в праздничном,
приподнятом настроении. В создании таких научных праздников роль Юрия Алексан¬
дровича Мещерякова была огромна. Научные и личные контакты, установленные во
5

время Пленумов тех лет, успешно действуют и поныне. Традиции демократического
обсуждения, не взирая на чины и звания, также живы и сейчас. Дружеские связи,
разумеется, тоже...
Объединению геоморфологов очень способствовало создание академического жур¬
нала "Геоморфология". ЮА много сил приложил для его организации, часто привлекая
авторов настоящей статьи для решения возникавших вопросов. ЮА стал по праву
главным редактором журнала и успел выпустить два первых номера...
Большую работу он вел и в составе редколлегии журнала "Известия АН СССР,
серия географическая", подбирая для него наиболее интересные для широкой геогра¬
фической аудитории геоморфологической статьи.
Юрий Александрович был ярким географом с широким диапазоном научных ин¬
тересов, блестящим популяризатором науки, опубликовал много статей в научно-
популярных журналах. Особое место в его трудах занимает интересная монография
"Рельеф СССР", написанная с позиций учения о морфоструктуре и морфоскульптуре
для широкого круга читателей.
ЮА был настоящим "генератором идей", он не только сам их разрабатывал и дово¬
дил до внедрения, но и щедро раздавал своим ученикам, сотрудникам, помогал им, не
жалея ни времени, ни сил. Поэтому можно говорить о геоморфологической "школе
Мещерякова", причем весьма многочисленной, представители которой трудятся в раз¬
личных городах нашей страны и за границей, в восточно-европейских странах. В те
годы руководителями географических институтов академий наук стран Восточной
Европы были крупные геоморфологи: в Чехословакии - Я. Демек, в Болгарии -
Ж. Гылыбов, в Венгрии - М. Печи, в Польше - Д. Ян и Л. Старкель и др. В Западной
Европе действовали такие выдающиеся геоморфологи, как Ж. Дрэш; в Южной Афри¬
ке - классик современной геоморфологии Л. Кинг. Со многими из них Ю.А. Меще¬
ряков был знаком, встречался на различных международных конференциях, переписы¬
вался и обменивался работами. Общение с международной геоморфологической элитой
сыграло свою роль в становлении ЮА, как признанного крупного ученого между¬
народного уровня.
Научные концепции и идеи Юрия Александровича, замыслы и намеченные им
планы нашли дальнейшее развитие и воплотились в трудах советских геоморфологов,
и прежде всего его учеников и последователей. К последователям его относится
весьма широкий круг ученых, научных работников и производственников-практиков,
взгляды которых формировались под влиянием его представлений, но отнюдь не были
тождественными, а тематика исследований нередко выходила за пределы научных ин¬
тересов Юрия Александровича.
Среди широкого круга научных проблем, наиболее близких Ю.А. Мещерякову,
рассмотрим основные.
Морфоструктура. Морфоструктурный анализ, основные принципы и задачи кото¬
рого были намечены И.П. Герасимовым в 40-50-х годах и оформлены в стройную
концепцию Ю.А. Мещеряковым, быстро стал общепризнанным методом геоморфо¬
логических исследований.
На примере платформенных равнин СССР Ю.А. Мещеряков разработал "техно¬
логию" морфоструктурного анализа (MCA) - сопоставления и выявления генетических
связей форм земной поверхности с глубинным строением территории с геофизическими
характеристиками земной коры, позволяющего раскрыть природу возникновения мор-
фоструктур различного типа и ранга, важен также исторический (палеогеоморфо-
логический) подход Юрия Александровича при решении этого вопроса.
Можно выделить четыре направления морфоструктурного анализа: теоретический,
глобальный, региональный и прикладной. Последние три направления сопровожда¬
лись составлением морфоструктурных карт. Проблемы теории и глобального MCA
наиболее успешно разрабатывались И.П. Герасимовым и В.Е. Хаиным, которые при
жизни Ю.А. Мещерякова были не столько его учителями, сколько соратниками, о чем
свидетельствуют и многочисленные совместные публикации. С 60-70-х годов в тео¬
6

ретической геоморфологии наметился определенный кризис глобальных идей. Прогресс
глобального MCA И.П. Герасимов видел в широком использовании концепции гло¬
бальной тектоники плит. В 70-80-х годах на этой базе он разрабатывал историко¬
генетическую классификацию глобальных морфоструктур, основные положения кото¬
рой опубликованы в ряде статей и сведены в книге, вышедшей в свет уже после
смерти ее автора [6].
В.Е. Хайн с этих же позиций рассмотрел мегарельеф Земли [7], видя свою задачу
в том, чтобы наполнить тектоническим и геодинамическим содержанием существую¬
щие привычные геоморфологические понятия.
Вопросы теории, глобального и регионального MCA занимают важное место в ра¬
ботах отдела геоморфологии ИГ АН СССР, который Ю.А. Мещеряков возглавлял
в 1961-1970 гг. В соответствии с планами Ю.А. Мещерякова была создана серия
монографий под общим названием "Геоморфология СССР". В 1974-1982 гг. выпущено
5 томов, посвященных характеристике рельефа крупных регионов СССР, истории раз¬
вития рельефа и рельефообразующим процессам. MCA горных и равнинных терри¬
торий и дна омывающих СССР морей позволил охарактеризовать связь ныне сущест¬
вующего рельефа с глубинным строением земной коры и тектоническими движениями
различного возраста, а также историю становления и развития морфоструктурного
плана.
В эти же годы создана коллективная монография "Морфоструктурный анализ реч¬
ной сети СССР" [8]. В предисловии к книге говорится, что это "первый в отечествен¬
ной науке опыт обобщающего исследования строения и формирования речной сети
СССР". Подобное исследование какого-либо крупного региона не имеет аналогов и в
мировой литературе.
Продолжалось изучение морфоструктуры платформенных равнин (Н.С. Благоволин,
В. Вад. Бронгулеев, С.К. Горелов, М.Е. Городецкая, Д.А. Тимофеев, В.П. Чичагов
и др.). Получены интересные результаты, которые позволили внести некоторые
коррективы в представления Ю.А. Мещерякова по этому вопросу. В частности,
Н.С. Благоволин показал, что характер морфоструктуры платформенных равнин
определяется не столько возрастом фундамента платформ, сколько их положением
в общей системе геотектур данного материка и влиянием соседних активных орогенов,
океанических и субокеанических впадин. Эта концепция нашла отражение и в леген¬
дах карт морфоструктуры материков и мира для "Атласа природной среды и естест¬
венных ресурсов мира", изданного в Вене в 1998 г.
В. Вад. Бронгулеев (совместно с В.В. Бронгулеевым) составил карту усредненного
рельефа Русской равнины [9]. Как известно, орография Русской равнины постоянно
интересовала Ю.А. Мещерякова и он неоднократно к ней обращался. Упомянутая
карта представляет ценный исходный материал для MCA, поскольку она "свободна"
от мелких форм эрозионного расчленения может рассматриваться как приближение к
карте "тектонической составляющей рельефа". В.Вад. Бронгулеевым установлено,
что мега- и макроформы рельефа Русской равнины имеют различный характер связи
с поверхностью фундамента и Мохоровича, что, возможно, отражает механизм их
образования [10].
Значительное внимание Ю.А. Мещеряков уделял сравнительному морфоструктур¬
ному анализу орогенов различного типа. Это направление разрабатывалось его учени¬
ками и последователями во многих горных регионах нашей страны, а также за рубе¬
жом. Результаты исследований опубликованы в уже упомянутых выше томах "Гео¬
морфологии СССР", а также в монографиях "Проблемы геоморфологии гор" [11] и
"Горы шовных зон СССР и тектоника плит" [12]. Важно отметить, что в последних
двух монографиях строение орогенов и механизм их формирования трактуются с пози¬
ций неомобилизма; подчеркивается ведущая роль в горообразовании крупномасштаб¬
ных горизонтальных перемещений литосферных плит и рассмотрены различные
варианты их взаимодействия. В этом же плане И.П. Герасимовым и Д.А. Лилиен-
бергом был проведен сравнительный анализ морфоструктурного развития Кавказа
7

и Альп [13], Кавказа и Балкан [14], позволяющий выявить как специфику строения
каждого орогена, так и общие закономерности их формирования.
Ю.А. Мещеряков основными в морфоструктуре Земли считал формы, созданные
пликативными дислокациями, отводя блоковым морфоструктурам подчиненную роль.
В последние годы это положение частично пересмотрено. Блоковый аспект MCA
начал планомерно развиваться. Наметилось несколько самостоятельных направлений.
Одно из них связано с именами Н.В. Башениной и М.В. Пиотровского, которые разра¬
ботали многоступенчатую классификацию блоковых морфоструктур от глобального до
регионального уровня. Другое составляет методика специального морфоструктурного
районирования (МСР) Е.Я. Ранцман, в котором выделялись три категории морфо¬
структур: глыбы, линеаменты и узлы [15].
. Таким образом, работы отдела геоморфологии, в целом сохраняя тот "курс", кото¬
рый был задан Ю.А. Мещеряковым в 60-е годы, отличаются разнообразием подходов
и методов MCA. На кафедре геоморфологии географического факультета МГУ кон¬
цепция Ю.А. Мещерякова получила развитие в работах Л.Б. Аристарховой [16].
Дальнейшая разработка морфоструктурного анализа проводилась в разных регио¬
нах бывшего СССР: на Украине (И.Л. Соколовский, С.И. Проходский, Н.Г. Волков
и др.), в Азербайджане (Б.А. Будагов, М.А. Мусеибов, Н.Ш. Ширинов и др.), Арме¬
нии (С.П. Бальян, Л.Н. Зограбян и др.), Грузии (Н.Е. Астахов, Л.В. Когошвили,
Д.Д. Табидзе и др.), на Северном Кавказе (Д.Г. Панов, И.Н. Сафронов и др.).
Значительные морфоструктурные исследования проведены за последние 20 лет
на Урале и в Приуралье (А.П. Рождественский и др.), в Сибири (Н.А. Флоренсов,
В.А. Николаев, Л.К. Зятькова, Г.Ф. Уфимцев, А.Г. Золотарев и др.). Прежде всего
необходимо упомянуть серию региональных монографий под общим названием "Исто¬
рия развития рельефа Сибири и Дальнего Востока", в каждой содержится детальная
характеристика морфоструктуры обширных территорий. Особый интерес представ¬
ляет заключительный том серии "Проблемы эндогенного рельефообразования" [17],
где, в частности, изложено понимание авторами терминов "(гео)морфоструктура"
и "(гео)морфоструктурный анализ".
Еще будучи студентом, Ю.А. Мещеряков работал в крупной Комплексной южной
геологической экспедиции (КЮГЭ) - нефтепоисковой экспедиции И.О. Брода и оценил
значение морфоструктурных исследований для решения прикладных задач. Эта проб¬
лема занимала его многие годы, он собирал материалы для специальной монографии
"Геоморфология и практика", оставшейся незавершенной. Это направление получило
дальнейшее развитие в различных учреждениях и регионах нашей страны.
Основы использования MCA в целях сейсмологии были заложены в начале 50-х
годов И.П. Герасимовым и продолжены работами Н.А. Флоренсова, В.П. Солоненко
и др. в эпицентральной области Гоби-Алтайского землетрясения [18]. Затем подобные
исследования проводились в Прибайкалье и Забайкалье, в Становом хребте и на
Кавказе, что позволило определить сейсмоопасность этих территорий и провести их
сейсмическое районирование. Тщательно изучены морфоструктурно-геодинамические
особенности, сейсмические и сейсмогравитационные дислокации в районе Спитакского
землетрясения в Армении 1988 г. (Д.А. Лилиенберг, Е.А. Рогожин и др.). Интересные
работы по определению потенциальной сейсмичности территории Туркмении методами
морфоструктурного анализа проводит группа сотрудников ИГАН СССР под руковод¬
ством С.К. Горелова. Немалое значение имел анализ палеосейсмодислокаций при
решении судьбы Крымской АЭС (А.А. Никонов).
В последние десятилетия морфоструктурный анализ широко используется при прог-
нозно-металлогенических исследованиях. Изучались морфологически выраженные сво¬
ды, кольцевые и купольные морфоструктуры, с которыми связаны промышленные
рудные районы и узлы (Ю.Г. Симонов, А.А. Лукашов, И.Н. Томпсон, Н.Т. Кочнева,
В.С. Кравцов). В.В. Соловьев разработал методику обнаружения морфоструктур
центрального типа. И.К. Волчанская и Е.Н. Сапожникова применяли морфострук¬
турный анализ для выявления тектонических блоков, магмо- и рудоконтролирующих
8

и рудоконцентрирующих структур. Опыт MCA регионов бывшего Советского Союза
соратники и последователи Ю.А. Мещерякова перенесли на территории ряда зару¬
бежных стран. Д.А. Тимофеев, С.С. Коржуев и В.П. Чичагов изучали морфострук-
туру Монголии, Д.А. Лилиенберг - Болгарии и Кубы. Результаты этих исследований
отражены на опубликованных геоморфологических картах разного масштаба, в том
числе в национальных атласах МНР и Кубы. В настоящее время в Болгарии, на Кубе,
в МНР, КНДР и СРВ при помощи российских специалистов созданы национальные
геоморфологические школы, представители которых широко применяют MCA в тео¬
ретических разработках и на практике.
В дополнение к сказанному выше, необходимо отметить, Ю.А. Мещеряков был
идейным руководителем и ответственным редактором геоморфологических карт
мФизико-географического атласа Мира" [19], которые впервые создавались по методу
раздельного показа морфоструктуры и морфоскульптуры. Этот метод вполне оправ¬
дал себя и получил дальнейшее развитие при составлении Геоморфологической
карты СССР в м-бе 1 : 2 500 000 [20], Геоморфологической карты Мира в м-бе
1:15 000 000, созданной в МГУ под руководством Н.В. Башениной и О.К. Леонтьева.
Эти и многие другие работы свидетельствуют о том, что и в геоморфологическом
картографировании идеи Ю.А. Мещерякова оказались весьма плодотворными и ши¬
роко используются как в нашей стране, так и за рубежом.
Еще в 1957 г. Ю.А. Мещеряков отметил специфику деструктивного развития
окраин континентов и привел ряд фактов, противоречащих гипотезе разрастания кон¬
тинентов за счет океана. Он указал на крупные "обрушения" земной коры в краевых
частях континентов в новейшее время и современную эпоху. По его мнению с этим
процессом связано образование впадин Охотского, Японского, Восточно-Китайского
и других морей [21]. Это представление об океанизации континентальных окраин пред¬
восхитило выделение В.В. Белоусовым [22] особого тафрогенного режима. Тафроген-
ные, по В.В. Белоусову, лабигенные, по В.Г. Николаеву и пелагогенные, по Я.П. Ма-
ловицкому, образования широко развиты в современной структуре Земли. Тафроген-
ный режим характеризуется преобразованием континентальной земной коры в океани¬
ческую и является полной противоположностью орогенному режиму. Г.И. Рейснер
[23, 24] убедительно показал активный, наступательный характер этого процесса
на примере Карпатского и Кавказского регионов. Г.И. Рейснер и В.П. Чичагов [25]
на примере Юго-Восточной Азии показали, что тафрогенез - наиболее распростра¬
ненный и активный современный эндогенный режим в зоне перехода от континента
к океану.
Концепция поверхностей выравнивания Ю.А. Мещерякова содержит весьма важ¬
ные в научном и прикладном отношениях представления о полигенетических равнинах
и полигенетических поверхностях выравнивания. Выдвинув их, Ю.А. Мещеряков
включился в многолетнюю, продолжающуюся поныне научную дискуссию о пара-
генетической связи денудационных аккумулятивных равнин, о возможности опреде¬
лений возраста денудационных и поверхностей по времени образования коррелятных
отложений соответствующих аккумулятивных равнин. В Приуралье и Прикаспии
Ю.А. Мещерякову, С.К. Горелову, А.П. Рождественскому и др. удалось обнаружить
убедительные примеры полигенетических поверхностей выравнивания, результаты
изучения которых были положены в основу Карты поверхностей выравнивания и кор
выветривания СССР масштаба 1 : 2 500 000 [26]. Геоморфологические работы после¬
дующих лет дополнили идеи Ю.А. Мещерякова новыми данными, в частности о том,
что в ряде случаев денудационные равнины отделены от смежных аккумулятивных
уступами, зонами холмов, мелкосопочника, бедленда и т.д., что подчас затрудняет
корреляцию равнин.
Современные тектонические движения земной коры. Вместе с И.П. Герасимовым
и Ю.Д. Буланже Ю.А. Мещеряков стоял у истоков этого направления, оказавшегося
очень эффективным в научном плане, актуальным в прикладном отношении и быстро
прогрессировавшим.
9

Важным обобщением пространственных закономерностей проявления современных
движений стали карты, основанные на результатах количественных инструменталь¬
ных измерений (геодезических, мареографических, гидрологических, аэрокосмических
и т.п.). Пионером в развитии этого направления стала наша страна. После издания
в 1958 г. карты западной части Европейской территории СССР [27] Ю.А. Мещеряков
выступил инициатором создания упоминавшейся во введении международной карты
современных вертикальных движений Восточной Европы, в работе над которой при¬
няли участие коллективы ученых Болгарии, Венгрии, ГДР, Польши, Румынии, СССР,
Чехословакии и Югославии. К сожалению, он не дожил до полного завершения этого
уникального международного проекта, который был закончен уже под руковод¬
ством Д.А. Лилиенберга в виде обобщающих карт в масштабах 1 : 10 000 000 [28]
и 1 : 2 500 000 [29], изданных на русском и английском языках при титульной редак¬
туре Ю.А. Мещерякова. Карты явились крупным вкладом в развитие наук о Земле.
Впервые в мире на них были выявлены и отражены генеральные закономерности
современной геодинамики платформенных равнин, кристаллических щитов, молодых
и древних горных систем, тенденции и дифференциация вертикальных движений
в региональном плане.
За последние десятилетия у нас в стране и за рубежом были изданы многочис¬
ленные карты, среди которых выделяется второй вариант карты современных вер¬
тикальных движений Восточной и Центральной Европы (без территории Югославии)
[30]. При ее составлении были использованы результаты ряда повторных нивели¬
рований и карта зафиксировала не только пространственные закономерности, но и из¬
менение направленности и интенсивности современных движений во времени.
За короткое время в СССР была составлена примерно половина карт современных
вертикальных движений, имеющихся сейчас в мире, в том числе карты республик
Прибалтики, Украины, Советских Карпат, Кавказа, центра Русской равнины, Урала,
Средней Азии, юга Западной Сибири, Сибири, Якутии, Дальнего Востока, Сахалина,
Камчатки. В 1988 г. ГУГКом была издана сводная карта всего Советского Союза в
масштабе 1 : 5 000 000 [31]. Появились карты разного типа: градиентов вертикальных
движений, комплексные и др. Анализ их содержания, методики составления и обос¬
нование морфоструктурной базы проведены Д.А. Лилиенбергом и Л.Е. Сетунской [32].
В нашей стране сформировалась сильная национальная школа картографирования
современной геодинамики, которая стала ведущей в мире. У истоков ее, как уже
отмечалось, стоял Ю.А. Мещеряков. Созданию такой школы во многом способство¬
вало объединение усилий учреждений Академии наук СССР и руководства ГУГКа
(Л.А. Кашин, В.Р. Ященко).
В настоящее время карты современных вертикальных движений на национальные
территории имеются во всех странах Центральной, Восточной и Северной Европы, во
многих странах Западной Европы, в ряде стран Африки, Азии, Америки, в Новой Зе¬
ландии. Поставлен вопрос о создании международного атласа современных движений.
Другой группой проблем, привлекавших внимание Ю.А. Мещерякова, было изуче¬
ние общих закономерностей современной геодинамики и ее взаимосвязи с морфострук-
турами. Концептуальная основа этого направления претерпела значительную эволю¬
цию. В 50-60-х годах анализ современных движений базировался на учении о плат¬
формах и геосинклиналях. В своей фундаментальной монографии о платформенных
равнинах [33] Ю.А. Мещеряков главное внимание уделял геодинамике пликативных
морфоструктур. Однако в последующие годы работами А.Т. Донабедова, В.А. Сидо¬
рова, Д.А. Лилиенберга, М.П. Гласко и других была показана значительная роль
блоковых морфоструктур и разломных зон в дифференциации полей современных
вертикальных движений. Эти новые закономерности получили теоретическое под¬
тверждение в концепции тектоники литосферных плит.
Особенностью этого периода явилось накопление в нашей стране огромного регио¬
нального материала о конкретных проявлениях современной эндодинамики рельефа
в различных морфоструктурных условиях; была выявлена тесная взаимосвязь совре-
10

Медаль профессора Ю.А. Мещерякова
менных движений с морфоструктурной дифференциацией земной коры на всех уров¬
нях. Оказалось, что высокой интенсивностью и контрастностью вертикальных движе¬
ний обладают не только молодые орогены, но также кристаллические щиты и плат¬
форменные равнины с их достаточно высокой сейсмичностью.
Таким образом, достигнутый прогресс в познании природы и закономерностей
современной геодинамики рельефа подтверждает научную прозорливость Ю.А. Ме¬
щерякова, горячо пропагандировавшего новое направление. Данные о современ¬
ной подвижности морфоструктур приобрели большое прикладное значение. Они ши¬
роко используются при нефтегазопоисковых исследованиях, оценке динамических
напряжений и внезапных выбросов газа в каменно-угольных шахтах, строительстве
крупных сооружений (ГЭС, АЭС, водохранилищ, тоннелей и т.п.) для целей сейсмо¬
прогноза.
Ю.А. Мещеряков вместе с Ю.Д. Буланже и А.А. Изотовым был инициатором изу¬
чения современных движений на специальных геодинамических полигонах. За прошед¬
шие годы у нас в стране организовано несколько десятков полигонов разного типа -
комплексных, сейсмопрогнозных, в районах нефтедобычи, шахтных разработок, гидро¬
технических сооружений и т.д., на которых с различной степенью полноты осущест¬
вляется инструментальный мониторинг проявлений современной геодинамики. Тради¬
ционным преимуществом основных отечественных полигонов остается комплексный
подход к изучению этой сложной проблемы, находящейся на стыке различных наук
о Земле.
Роль Ю.А. Мещерякова в изучении и картографировании современной геодинами¬
ки, его деятельность в Международной комиссии по современным движениям МГТС,
первым президентом которой он был с 1960 по 1970 гг., были высоко оценены мировой
научной общественностью. Международная ассоциация геодезии учредила в 1985 г.
"Медаль проф. Ю.А. Мещерякова", на лицевой стороне которой - его изображение,
а на оборотной - эмблема комиссии (фото). Первыми учеными, награжденными этой
медалью, стали Ю.Д. Буланже (СССР), Т. Куккамяки (Финляндия), Б. Мид (США),
К. Уиттен (США).
Морфоскульптура. Наряду с основными направлениями своей научной деятельно¬
сти - структурной геоморфологии, морфоструктурного анализа и современной эндо¬
геодинамики, большой интерес представляют идеи Ю.А. Мещерякова в области экзо¬
генной или климатической геоморфологии. В наиболее концентрированном виде его
система "экзогенных взглядов" изложена в статье "О теории экзогенных процессов»
[34] и в одной из вводных глав к книге "Рельеф СССР" [35]. Заслуживают рас¬
смотрения три проблемы, пути решения которых намечал Ю.А. Мещеряков и которые
остаются в центре внимания мировой науки о земном рельефе.

Факторный анализ процессов рельефообразования и проблема взаимодействия эндо-
и экзоморфогенеза. Юрий Александрович утверждал, что теория экзогенных процес¬
сов "должна выражать функциональные зависимости экзогенных процессов от ряда
факторов" [34, с. 151], постулируя перспективность и обязательность факторного ана¬
лиза процессов рельефообразования, который теперь стал одним из основных дейст¬
вующих инструментов геоморфологии. При этом, если известный современный запад¬
ный ученый Дж. Торнес считает, что главным является выяснение связей "процесс -
форма" и "форма - процесс" [36], то, по Ю.А. Мещерякову, наиболее важно выявлять
связи между экзогенными процессами (формами) и факторами (условиями) рельефо¬
образования.
Следует напомнить, что многие теоретики геоморфологии считали общей причиной
экзогенного рельефообразования силу тяжести. Так, Л. Кинг вслед за Р. Хортоном,
и в известной мере развивая взгляды В. Пенка, полагал, что поскольку эволюция
рельефа протекает в гравитационном поле, то "агенты, обусловливающие эпигене¬
тическое (читай: экзогенное) развитие рельефа различаются... только по относитель¬
ной силе их выраженности... развитие рельефа, по существу, единообразно... и тече¬
ние обломочного материала происходит вниз и по горизонтали, и это является основой
развития нормального ландшафта" [37, с. 107]. Как можно легко увидеть, из этой
исходной посылки логично вытекает и идея Н.А. Флоренсова о нисходящем экзоген¬
ном литодинамическом потоке [38].
Ю.А. Мещеряков полагал, что, конечно, сила тяжести - это мощнейший фактор
рельефообразования, но его роль "можно вынести за скобки" факторного анализа,
так как величина силы тяжести на Земле практически постоянна; то же относится
и к геоморфологическому эффекту вращения Земли. Эти допущения представ¬
ляются дискуссионными и разделяются не всеми учеными. Так, А. Шейдеггер [39]
приводит ряд свидетельств того, что наблюдаемые пространственные вариации
обоих факторов все же играют существенную роль в геодинамике и морфо¬
генезе.
Не давая себе завязнуть в обсуждении этой непростой проблемы, подчеркнем, что
концепция факторного анализа была сформулирована Ю.А. Мещеряковым 33 года
назад (его доклад на эту тему был сделан в Киеве в 1968 г.), когда системный подход
в геоморфологии и факторный анализ, как его составная часть, еще только начинали
внедряться в методологию и практику геоморфологических исследований. Важно так¬
же отметить, что в числе основных факторов экзогенного морфогенеза Ю.А. Меще¬
ряков рассматривал и фактор времени. При этом он подошел к этому сложному
вопросу также по-новаторски, предложив подразделить рельефообразующие процессы
на две категории - длительные и кратковременные. Предполагалось, что различия
в результатах действия этих двух категорий процессов выражаются в масштабах
образуемых ими форм рельефа. Длительно действующие процессы образуют крупные
формы (точнее, комплексы форм, геоморфологические ландшафты), а кратковремен¬
ные - мелкие формы (элементарные формы, в совокупности образующие геоморфоло¬
гические ландшафты, области, зоны). Предложение Ю.А. Мещерякова было учтено й
развито И.П. Герасимовым в концепции об иерархическом соответствии типов и видов
рельефообразующих процессов и размеров образуемых ими форм рельефа. Это на¬
правление в геоморфологическом анализе и классификации по размерно-генетическому
принципу продолжается в работах учеников и последователей Ю.А. Мещеря¬
кова [40].
Далее Ю.А. Мещеряков поставил вопрос о необходимости выделения и изучения
"критических значений" тех или иных факторов рельефообразования, в частности тек¬
тонических движений и времени. Идея эта близка к разрабатываемым сейчас кон¬
цепциям о "критических порогах" в геоморфологических процессах, "характерных вре¬
менах" тех или иных форм и явлений и, наконец, "закону факторной относительности"
Н.И. Маккавеева [41], к которому и фактор времени, и характерное время, и кри¬
тические рубежи имеют непосредственное отношение.
12

Типы геоморфологических ландшафтов - морфоскульптуры - и проблема зональ¬
ности экзогенного рельефообразования - это традиционная проблема геоморфологии.
Она существует столько, сколько развивается наука о рельефе. Ю.А. Мещеряков, во
многом следуя за И.С. Щукиным и основываясь на концепции географической зональ¬
ности А.А. Григорьева и М.И. Будыко, сделал попытку количественно оценить
зональные морфоклиматические различия. Он связал радиационный индекс сухости -
обобщенный климатический показатель - с интенсивностью денудации. Величины со¬
временной денудации суши Юрий Александрович взял из расчетов Ж. Корбеля [42].
Сравнивая зональные значения радиационного индекса сухости, по А.А. Григорьеву
и М.И. Будыко [43], с данными Ж. Корбеля, он получил следующую картину: макси¬
мум современной денудации приурочен к зонам с умеренно недостаточным увлажне¬
нием, т.е. к степи и саванне. Укажем, что на качественном уровне (по набору совре¬
менных экзогенных процессов) аналогичные представления были получены раньше
[44]. Однако данные Ж. Корбеля сейчас устарели. Новые подсчеты показывают иную
картину глобального распределения интенсивности общей денудации: максимальные ее
значения, как с учетом, так и без учета антропогенной составляющей, приходятся на
влажные тропики и Средиземноморье [45], что подтверждает известные построения
Н.М. Страхова. Кроме того, сейчас наряду с проявлением морфоклиматической зо¬
нальности и высотной поясности устанавливаются азональные региональные особен¬
ности в наборе и интенсивности экзогенных процессов [46,47].
Автономность экзогенных процессов. Рассматривая коренную проблему геоморфо¬
логии - взаимодействие эндогенных и экзогенных сил рельефообразования, Ю.А. Ме¬
щеряков выдвинул идею об автономности экзогенных процессов от тектонических дви¬
жений. Эта автономность, т.е. некоторая независимость, понималась им как запаз¬
дывание экзогенной денудации и аккумуляции по отношению к типу и знаку движений
земной коры. В соответствии с классическим морфоструктурным анализом предпо¬
лагалось, что вначале происходят тектонические движения, выражающиеся в рельефе
в виде тех или иных морфоструктур, а затем исходная форма рельефа - морфо-
структура преобразуется комплексом экзогенных процессов. При этом наблюдается
несовпадение во времени деятельности деструктивно-аккумулятивных процессов с тек¬
тоническими движениями. С прекращением поднятия горной страны и даже с изме¬
нением знака тектонических движений денудация в ее пределах продолжается, так как
изначально был создан перепад высот и нужно некоторое, весьма продолжительное
время для приведения системы в равновесие, для выработки денудационно-аккумуля¬
тивной равнины (полигенетической поверхности выравнивания по Ю.А. Мещерякову).
Тем самым, Ю.А. Мещеряков ясно показал и роль самого рельефа как фактора экзо¬
генного рельефообразования, что в последние годы привлекает усиленное внимание
геоморфологов.
Концепция Ю.А. Мещерякова об автономности экзогенеза заслуживает дальней¬
шего развития и подкрепления конкретными фактами. В этом направлении сейчас
проводятся исследования как в нашей стране (автомодельные режимы И.Г. Черва-
нева, динамическое равновесие А.В. Позднякова, принцип факторной относительности
Н.И. Маккавеева, морфодинамический анализ и элементаризация земной поверхности
А.Н. Ласточкина и Д.А. Тимофеева), так и за рубежом (концепция самоусиления
рельефа Ч. Туйдейла, понятие о "запасе прочности" в экзогенных геоморфологических
системах Д. Брансдена и др.).
Ю.А. Мещеряков утверждал, что автономность экзогенных процессов проявляется
по отношению к знаку движений земной коры. В этом есть элемент дискуссионности.
Ведь морфологически выражающиеся тектонические движения проявляются лишь
по вертикали, т.е. как положительные и отрицательные. Экзогенез же "работает"
и по вертикали (денудационное снижение, аккумулятивное повышение поверхности)
и по горизонтали (перенос обломочного материала). При этом экзогенные литодинами¬
ческие потоки почти всегда направлены в сторону, противоположную эндогенным
потокам. Здесь мы имеем дело не с автономностью, а с закономерным противодейст¬
13

вием, точнее, с взаимодействием двух противоположно направленных литодинамиче¬
ских потоков [38]. А. Шейдеггер [39] утрируя эту закономерность, даже предложил
в качестве одного из основных принципов геодинамики и геоморфологии "принцип
антагонизма" эндогенных и экзогенных сил и процессов. Но, как бы то ни было, кон¬
цепция Ю.А. Мещерякова об автономности процессов экзоморфогенеза в свете новей¬
ших представлений о строении и динамике геоморфологических систем остается одной
из ведущих концепций современной геоморфологии. В последние годы она подтверж¬
дается комплексным анализом современных эндогенных режимов и основных стадий их
проявления на многопризнаковой основе [25].
Конечно, сказанным не исчерпывается значение геоморфологических концепций
и идей Ю.А. Мещерякова для развития современной науки. Мы ловим себя на мысли,
что, как и многие другие геоморфологи, давно используем и применяем некоторые из
разработок ЮА, не всегда ссылаясь на его труды. Это естественно, т.к. ряд предло¬
женных им подходов, приемов и методов настолько вошли в практику морфострук¬
турных работ, что стал общим достоянием. Морфоструктурный анализ продолжает
"работать", способствуя развитию и внедрению новых аспектов геоморфологии. Так,
авторы провели специализированный анализ клиновидных морфоструктур Централь¬
ной Азии [48], совместно с В.Вад. Бронгулеевым наметили пути изучения геомор¬
фологических режимов [49], В.П. Чичагов исследовал геоморфологический эффект
деструктивной составляющей эволюции равнинно-платформенных морфоструктур
Центральной и Восточной Азии [50].
...Больше 30 лет с нами нет Юрия Александровича. Огромные изменения прои¬
зошли в нашей стране и в мире. Значительно изменилась наша Академия наук, изме¬
нились Институт географии РАН и отдел геоморфологии и палеогеографии, которым
руководил он. Но непреходящие ценности, присущие ЮА, остались незыблемыми.
Нечеловеческая работоспособность, преданность науке, умение все свои начинания
доводить до конца, радость от успехов своих учеников, дружелюбие и благородство,
желание и умение во время помочь своим коллегам и друзьям - вот далеко не полный
перечень замечательных личных качеств ЮА. Плюс обаяние и сердечность. И окру¬
жавшие любили его...
Конечно же, он по своему научному потенциалу фактически был, а формально
претендовал на звание академика. И по ходу выборной кампании добровольно уступил
его Ю.Д. Буланже... Впрочем, дела давно минувших лет...
Заканчивая статью, можно с полным основанием сказать, что большинство научных
концепций и идей Ю.А. Мещерякова получило дальнейшее развитие в современной
геоморфологии, а основные постулаты - подтверждение на новом фактическом мате¬
риале, обработанном новыми методами.
Сделанный нами обзор работ и научных направлений Ю.А. Мещерякова свиде¬
тельствует о плодотворности его идей для отечественной и мировой геоморфологии.
Необходимо подчеркнуть, что Юрий Александрович умело и целенаправленно, с рас¬
четом на будущее, выбирал и ставил наиболее актуальные и перспективные проблемы
нашей науки и что в каждой из них он заложил основы для дальнейших исследований.
Вклад Ю.А. Мещерякова в развитие современной геоморфологии весьма велик.
Юрий Александрович Мещеряков был и остается выдающимся геоморфологом
нашей эпохи.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Юрий Александрович Мещеряков (1921-1970) (некролог) // Геоморфология. 1970. № 3. С. 3-5.
2. Юрий Александрович Мещеряков (некролог) // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1970. № 4. С. 160-167.
3. Юрий Александрович Мещеряков (некролог) // Геофизический бюллетень. 1971. № 22. С. 95-97.
4. Тимофеев Д.А. Плодотворные идеи Ю.А. Мещерякова и их значение для развития геоморфологии
(к 60-летию со дня рождения) // Геоморфология. 1981. № 4. С. 54-59.
5. Благоволим Н.С., Лилиенберг Д.А., Тимофеев ДА., Чичагов В.П. Развитие научных концепций и идей
Ю.А. Мещерякова в современной геоморфологии // Геоморфология. 1991. № 2. С. 3-16.
14

6. Герасимов И.П. Проблемы глобальной геоморфологии. Современная геоморфология и теория
мобилизма в геологической истории Земли. М.: Наука, 1986. 207 с.
7. Хайн В.Е. Мегарельеф Земли и тектоника литосферных плит // Геоморфология. 1989. № 3. С. 3-15.
8. Морфоструктурный анализ речной сети СССР. М.: Наука, 1979. 303 с.
9. Бронгулеев В.Bad., Бронгулеев В.В. Карта усредненного рельефа Русской равнины // Геоморфология.
1987. № 1. С. 22-29.
10. Бронгулеев В.Bad. Крупнейшие формы рельефа Русской равнины и их связь со строением земной коры //
Геоморфология. 1989. № 3. С. 15-24.
11. Проблемы геоморфологии гор. М.: Наука, 1984. 214 с.
12. Горы шовных зон СССР и тектоника плит / Коржуев С.С. М.: Наука, 1990. 217 с.
13. Герасимов И.П. Геологическое строение и рельеф. Альпы - Кавказ. М.: Наука, 1980. 270 с.
14. Герасимов И.П., Лилиенберг Д.А. Геоморфологические модели Большого Кавказа и Стара-Пла-
нины и формирование их рельефа // Большой Кавказ - Стара-Планина (Балкан). М.: Наука, 1984.
С. 9-25.
15. Ранцман Е.Я. Места землетрясений и морфоструктура горных стран. М.: Наука, 1979. 172 с.
16. Аристархова Л.Б. Классификация методов структурно-геоморфологического анализа и оценка возмож¬
ностей их применения в условиях платформенного подхода к познанию рельефа (основные направления
в развитии геоморфологической теории). Новосибирск: Наука, 1982. С. 37- 46.
17. Проблемы эндогенного рельефообразования // История развития рельефа Сибири и Дальнего Востока.
М.: Наука, 1976. 452 с.
18. Гоби-Алтайское землетрясение. М.: Изд-во АН СССР, 1963. 391 с.
19. Физико-географический атлас Мира. М.: ГУ ГК, 1964.
20. Геоморфологическая карта СССР м-ба 1 : 2 500 000. М.: ГУГК, 1987. 16 л.
21. Мещеряков Ю.А. Основные элементы морфоструктуры Земли и проблема их происхождения // Изв.
АН СССР. Сер. геогр. 1957. № 4.
22. Белоусов В.В. Эндогенные режимы материков. М.: Недра, 1978. 232 с.
23. Рейтер Г.И. Неотектонические движения, современные эндогенные режимы и рельеф Кавказского
и Карпатского регионов // Геоморфология. 1987. № 3. С. 3-15.
24. Рейснер Г.И., Рейтер М.Г. Современные эндогенные режимы (на примере Карпатского и Кавказского
регионов) // Геотектоника. 1986. № 4. С. 59-74.
25. Рейснер Г.И., Чичагов В.П. Современные эндогенные режимы Юго-Восточной Азии (на примере Вьет¬
нама) // Геоморфология. 1991. № 1. С. 15-29.
26. Карта поверхностей выравнивания и кор выветривания СССР м-ба 1 : 2 500 000 (с краткой объяс¬
нительной запиской). Л.: Недра, 1972.
27. Современные вертикальные движения земной коры на территории западной половины Европейской
части СССР / Герасимов И.П., Филиппов Ю.В. Тр. ЦНИИГАиК. Вып. 123. 1958. 427 с.
28. Карта современных вертикальных движений земной коры Восточной Европы. М. 1:10 000 000. М.:
ГУГК, 1971.
29. Карта современных вертикальных движений земной коры Восточной. Европы. М. 1 : 2 500 000. М.:
ГУГК, 1973.
30. Карта современных вертикальных движений земной коры на территории Болгарии, Венгрии, ГДР,
Польши, Румынии, СССР (европейская часть), Чехословакии. М.: ГУГК, 1986.
31. Карта современных вертикальных движений земной коры по геодезическим данным на территории
СССР (СВДЗК). М. I : 5 000 000. М.: ГУГК, 1989.
32. Лилиенберг Д.А., Сету некая Л. Е. Проблемы содержания, типологии и методики составления карт
современных тектонических движений//Современные движения земной коры. Теория, методы, про¬
гнозы. М.: Наука, 1980. С. 76-84.
33. Мещеряков Ю.А. Структурная геоморфология равнинных стран. М.: Наука. 1965. 390 с.
34. Мещеряков Ю.А. О теории экзогенных процессов //Современные.экзогенные процессы рельефо¬
образования. М.: Наука, 1970. С. 15-22.
35. Мещеряков Ю.А. Рельеф СССР. М.: Мысль, 1972. 519 с.
36. Thornes J. Processes and interrelationships, rates and changes // Process in geomorphology. London: 1979.
P. 378-387.
37. КингЛ. Морфология Земли. M.: Прогресс, 1967. 559 с.
38. Флоренсов И.А. Очерки структурной геоморфологии. М.: Наука, 1978. 238 с.
39. Шейдеггер А. Основы геодинамики. М.: Недра, 1987. 384 с.
40. Асеев А.А., Алексанбров С.М., Благоволин Н.С. О геоморфологических системах // Проблемы
системно-формационного подхода к познанию рельефа. Новосибирск, 1982. С. 4-9.
41. Маккавеев И.И. Некоторые особенности эрозионно-аккумулятивного процесса // Эрозия почв и русло¬
вые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1961. Вып. 8. С. 5-16.
15

42. Corbel .1. Vitesse de l'erosion // Z. Geomorphol. 1951. № 1. P. 21-33.
43. Григорьев Л.А., Будыко М.И. О периодическом законе географической зональности // Докл. АН СССР.
1956. Т. ПО. № 1. С. 132-136.
44. Горнунг М.Б., Тимофеев Д.А. О зональных особенностях проявления экзогенных геоморфологических
процессов // Вопросы физической географии. М.: Изд-во АН СССР. 1958. С. 74-102.
45. Дедков А.П., Мозжерин В.И. Эрозия и сток наносов на Земле. Казань: Изд-во Казанск. ун-та, 1984.
264.
46. Асеев А.А., Веденская ИЗ., Коржуев С.С., Тимофеев Д.А. Современные проблемы зональности экзоген¬
ного рельефообразования // Климат, рельеф, и деятельность человека. Казань: Изд-во Казанск. ун-та,
1978. Ч. 1. С. 9-21.
47. Тимофеев Д.А. Некоторые проблемы современной климатической (экзогенной) геоморфологии // Рельеф
и климат. М.: 1985. С. 11-23.
48. Тимофеев Д.А., Чичагов В.П. Остроугольные клиновидные морфоструктуры Центрально-Азиатского
горного пояса // Геоморфология. 1995. № I. С. 10-22.
49. Бронгулеев В.Bad., Тимофеев Д.А., Чичагов В.П. Геоморфологические режимы // Геоморфология. 2000.
№4. С. 3-11.
50. Чичагов В.П. Деструкция в эволюции равнинообразования Центральной и Восточной Азии: Автореф.
дис. ... докт. геогр. наук. М.: Ин-т географии РАН. 1996. 43 с.
Институт географии РАН Поступила в редакцию
12.03.2001
16

УДК 551.4.042(4)
© 2001 г. А.В. ГУСАРОВ
ТРЕНДЫ ЭРОЗИИ В ЕВРОПЕ ВО ВТОРОЙ ПОЛОВИНЕ XX СТОЛЕТИЯ1
Сопоставление оценок современной активности эрозии, опирающихся на анализ
стока речных наносов [1-6 и др.], позволяет выделить в Европе четыре крупных
региона, в каждом из которых темпы этого процесса имеют свои особенности:
Северная Европа (Фенноскандинавия, южное побережье Балтийского моря, север
Русской равнины и Британских островов) с модулями стока взвешенных наносов
(далее СВН) по большинству речных бассейнов не более 10-15 т/км1 2- год; средняя
полоса Европы, протянувшаяся с побережья Франции и юга Великобритании на
западе до таежно-степного Приуралья на востоке (модули СВН малых и средних рек -
до 50-100 т/км2- год и более); полупустынно-степной, большей частью низменный
юго-восток и крайний юг Русской равнины (модули СВН - до 15-20 т/км2- год);
Средиземье, где темпы эрозии - одни из самых сильнейших на Земле (модули СВН
до 2 000-3 000 т/км2- год).
Данные количественные показатели скоростей водной денудации не остаются
неизменными даже в сравнительно небольшом интервале времени. Актуален поэтому
вопрос: претерпевала ли за последние десятилетия такая эрозионная схема какие-
либо перемены направленного характера? Если да, то где и как значительно это про¬
исходило? Проводимые ранее исследования отвечают на поставленные вопросы лишь
в региональном масштабе: Европейская часть бывшего СССР [7], восток Русской
равнины [8], Западная Украина [9], Польша [6], Австрия [10] - по динамике СВН;
Среднее Поволжье и Приуралье [11-14], Предкарпатье [9, 15] - по динамике роста
оврагов; центр Русской равнины [16] - по радиоизотопному методу. Несмотря на этот,
далеко не полный перечень работ, общеевропейского обзора сегодня нет.
Для выявления в эрозионных темпах современных тенденций использованы ре¬
зультаты многолетних (как правило, более 25 лет) наблюдений за СВН, проводимых
Гидрометеослужбой СССР и РФ (Ресурсы поверхностных вод СССР, Государствен¬
ный водный кадастр, тт. с 1965 по 1981 гг. и др.), электронная база данных по водным
ресурсам Земли2, материалы из отечественных и зарубежных изданий. Анализ трен¬
дов СВН, проводимый методами статистики электронного пакета EXCEL, охватил
97 разноплощадных речных бассейнов. По объективным причинам многие ряды СВН
разнятся по продолжительности наблюдений и прерываются во времени (рис. 1). Тем
не менее, получаемые выводы с дополнением их результатами указанных выше работ
вправе считаться показательными и представительными. Рассмотрим основные эти
тенденции, наметившиеся за последние полвека, по отдельным регионам Европы.
Восточная Европа
На обширном пространстве Русской равнины от восточной границы Предкарпатья,
северной Прибалтики на западе до Среднего Поволжья и южного Приуралья на
востоке, от побережья Черного моря на юге и до бассейна Северной Двины на севере
отчетливо за последние 40-50 лет проявлялась тенденция к уменьшению СВН, обу¬
словленная как однонаправленной динамикой стока воды (далее СВ), так и причинами
антропогенного характера. В условиях значительной хозяйственной освоенности тер¬
ритории семигумидных и семиаридных областей равнины реакция эрозионной систе¬
мы на всякое изменение гидрометеорологических параметров оказывается более
ощутимой, чем в малоосвоенных, поскольку изменение темпов эрозии осуществля¬
ется, главным образом, за счет ее доминантной, почвенно-овражной составляющей
1 Работа выполнена при финансовой поддержке фонда УРФИ (проект № 015. 08. 01. 07).
2 Гидрологический институт, г. Берлингтон, Онтарио, Канада (http://www.cciw.ca).
17

Рис. 1. Географическое распределение и продолжительность рядов наблюдений за СВН, использованных
в настоящей работе
1 - непрерывный ряд СВН (по данным Гидрометеослужбы СССР и РФ); 2 - отсутствие данных; 3 - пред¬
положительный период наблюдений, привязанный к году издания публикации, содержащей сведения
о СВН (с указанием продолжительности периода наблюдений); 4 - предположительный период наблю¬
дений, привязанный к году издания публикации, содержащей сведения о СВН (без указания продолжи¬
тельности периода наблюдений)
на почти повсеместно распаханных междуречьях. Так, следствием сравнительно
небольшого сокращения водности в бассейнах Дона (с 1930-1950-х гг. по 1980-1992 гг.
в 1,2 раза) и Урала (с 1940-1957 гг. по 1958-1980 гг. - в 1,7 раза) значительно умень¬
шилось количество транспортируемых продуктов эрозии - в 2,0 и 2,6 раза соответ¬
ственно. Эта динамика лишь интегрально отразила преобладающую направленность
эрозии в большинстве бассейнов средних и малых водотоков южной половины
Русской равнины. Как показывает таблица 1, в 15 из 17 речных бассейнах разных
секторов этого субрегиона за период с 1950-х по 1970-е гг. отмечался нисходящий
тренд стока наносов. Выводы из детального анализа изменения здесь СВН в 1970-
1980-е гг., проведенного Н.Н. Бобровицкой [7], позволяют сохранить здесь, в боль¬
шинстве своем, ту же его тенденцию, что и в предшествующие десятилетия: в бас-
18

Таблица 1
Направленность и темпы изменения стока взвешенных наносов (СВН) и стока воды (СВ) в ряде бассейнов
лесостепной (л), степной (с) и полупустынной (п/п) зон Русской равнины в 1950-1970-е гг.
№
Река/Пункт
Площадь
бассейна, км2
Периоды наблю¬
дений, гг.
R'
Тсвн
М'
Тсв
1
Сев. Донец / Лисичанск (с)
52 400
1949-1962/1963-1975
1,2
-2,3
1,1
-1,7
2
Хопер / Бесплемяновский (с)
44 900
1945-1960/1961-1975
1,1
-0,5
1,2
-1,2
3
Илек / Чимек (п/п)
37 300
1952-1969/1970-1986
1,8
-4,1
1,0
-0,7
4
Медведица / Арчединская (с)
33 700
1928-1952/1953-1975
1,3
-0,2
1,2
-1,6
5
Псел / Запселье (л)
22 400
1950-1962/1963-1975
1,4
-1,6
0,9
+0,4
6
Сал / Батлаевская (с)
19 500
1951-1962/1963-1964
1,9
-6,2
0,9
+ 1,2
7
Синюха / Синюхин Брод (л)
16 700
1953-1963/1964-1975
1,7
-5,0
1,0
0,0
8
Сула / Дубны (л)
14 200
1949-1962/1963-1975
0,5
+0,4
0,9
+0,2
9
Рось / Корсунь (л)
10 300
1948-1961/1962-1975
3,7
-4,4
0,9
+0,4
10
Южный Буг / Сабаров (л)
9 010
1949-1961/1962-1975
3,4
-7,4
1,4
-3,0
11
Чир / Обливская (с)
8 470
1947-1961/1962-1975
2,4
-3,3
1,2
-1,4
12
Терешка / Куриловка (л)
7 180
1945-1962/1963-1981
0,9
+ 1,1
1,1
0,0
13
Айдар / Новоселовка (с)
6 370
1950-1962/1963-1975
1,3
-5,1
0,8
+0,1
14
Чаган / Каменный (с)
4 000
1952-1970/1971-1987
1,8
-0,7
1,4
-0,9
15
Бол. Караман / Советское (с)
3 470
1940-1960/1961-1980
2,7
-0,1
1,9
-0,6
16
Кондрючья / Владимирская (с)
1 120
1950-1962/1963-1975
3,1
-7,7
0,8
+0,7
17
Лугань / Владимировка (с)
751
1950-1962/1963-1975
1,7
-6,0
0,8
+0,9
Примечание. Соотношение среднепериодных величин R' - СВН, М' - СВ (количество раз). Регрес¬
сионные темпы изменения за весь период наблюдения (%/год по отношению к многолетней норме):
ГСвн _ СВН, Тсв - СВ; -/+ - нисходя щи й/восходя щи й тренд СВН и СВ.
сейне Среднего и Нижнего Днепра, Дона, правобережья Нижней Волги в 50%, а в
бассейне Урала - в 56% проанализированных ею водотоках сток наносов сокращался.
Следовательно, можно с большой долей уверенности говорить о выраженном умень¬
шении скоростей эрозии в регионе в целом за вторую половину XX столетия.
Сходные результаты были получены и казанскими геоморфологами [8], проследив¬
шими динамику СВН в 8 бассейнах лесостепной и степной зон востока Русской
равнины за последние 40-50 лет.
К противоположным, однако, выводам приходят московские исследователи во
главе с В.Н. Голосовым. Опираясь на радиоизотопный (137Cs) метод исследования
темпов эрозии и аккумуляции в ряде балок центра Русской равнины, они заключают,
что в лесостепи и степи за последние 20-25 лет интенсивность смыва с пахотных
земель возросла на 10% в сравнении с серединой века в связи с использованием на
пашнях тяжелой техники [16]. Об ускорении роста оврагов говорят также курские
(в Центральночерноземном регионе с 1950-х по середину 1980-х гг. в среднем
в 1,2 раза) [17], и украинские почвоведы [18], отмечавшие с 1961 г. расширение пло¬
щадей эродированной пашни в Черкасской области на 6%. Мы не исключаем, что
такая динамика имела место. Остается лишь открытым вопрос о том, насколько
представительны эти выводы о восходящем тренде эрозии, сделанные по отношению
к столь большому региону с опорой либо на столь малое количество исследуемых
объектов [16], либо на развитие во времени лишь одной ее составляющей - овражной
эрозии [17, 18].
В качестве других, порой решающих, причин могли выступать: во-первых, есте¬
ственное завершение цикла оврагообразования, начавшегося еще в конце прош¬
лого столетия в связи с возросшей распашкой земель, и дополняемое сокращением
19

ю
о
Рис. 2. Направленность изменения сто¬
ка воды (СВ, л/с • км2) и стока взвешен¬
ных наносов (СВН, т/км2 • год) в бас¬
сейнах некоторых рек Среднего Повол¬
жья во второй половине XX в.
1 - сток воды; 2 - сток взвешенных
наносов

пахотных площадей в последние два-три десятилетия. О затухании темпов прироста
оврагов в период снеготаяния говорит, в частности, выявляемый нисходящий тренд
максимальных среднемесячных значений СВН и отношения последних к минималь¬
ным среднемесячным значениям в ряде рек региона. Так, средняя величина соот¬
ношения внутригодового max/min СВН в бассейне Дона выше ст. Казанская
(102 тыс. км2) за периоды с 1946-1960 гг. по 1961-1975 гг. снизилась более чем вдвое -
с 1 260 до 515 раз (max/min СВ - с 19 до И раз соответственно), а в бассейне р. Сал
(приток Дона, 19 500 км2), за периоды с 1950-1960 гг. по 1961-1975 гг. - с 12 369
до 502 раз (max/min СВ - лишь со 123 до 16 раз соответственно); во-вторых,
противоэрозионные мероприятия. Эффект от последних был наибольшим в Среднем
Поволжье (Ульяновское Предволжье, запад Татарстана, Самарское Заволжье), где
сокращение темпов водной денудации особенно заметно проявилось через уменьше¬
ние массы продуктов последней (рис. 2). Модули стока наносов в ряде анализируемых
бассейнов Ульяновского Предволжья с 1960-х по середину 1990-х гг. сократились в
1,8-3,7 раза, несмотря на то, что сток воды в 1980-1990-е гг. был, в некоторых из них
(рр. Сызранка, Свияга, Сельдь), в среднем на 5-15% выше, чем за период 1960-
1970-х гг. (рис. 2). Отмечаемая динамика СВН стоит в хорошей корреляции со сни¬
жением скоростей ежегодного прироста оврагов. В Ульяновской области за период
1948-1966 гг. по 1967-1974 гг. они снизились более чем вдвое [11]; в Татарстане
средние скорости прироста оврагов за период 1975-1999 гг. более чем трехкратно
уступали таковым за период 1953-1975 гг. [12]; в средней и южной Удмуртии
соотношение темпов прироста оврагов за период 1959-1977 гг. и 1978-1998 гг.
оценивалось как 1,6/1,0 [13]. В Пензенском Предволжье свыше чем двукратное
уменьшение скоростей оврагообразования (если в 1960-1965 гг. средний прирост
вершин оврагов оценивался в 7,7 м/год, то в 1977-1980 гг. - лишь 3,0 м/год) стоит,
на наш взгляд, в опосредованной связи с миграцией сельского населения, сократив¬
шегося здесь за минувшие полвека более чем в 2,3 раза, причем только за период
1972-1987 гг. с карты области исчезло 24,4% сельских поселений [19].
Снижение темпов эрозии отмечалось также в последние декады века в северо-за¬
падных и северных областях Европейской части России, в Эстонии, Латвии, южной
Литве [7]. С 1950-1955 гг. по 1985-1991 гг. средний модуль стока наносов в бассейне
р. Северная Двина (выше г. Усть-Пинега) уменьшился с 12 до 4 т/км2- год. Деакти¬
визация эрозии - результат не столько уменьшения водности рек на территории ре¬
гиона (сток воды в бассейне Северной Двины не претерпел существенного изме¬
нения), сколько косвенно и прямо направленной противоэрозионной деятельности.
В Новгородской области, к примеру, начиная с послевоенных лет, размеры сельскохо¬
зяйственных угодий неуклонно сокращались (с 38% в довоенные годы до 15% в
1985 г.) в результате сложных социально-экономических процессов на селе, а также
вследствие неэффективности аграрной политики [20]. При этом значительные их пло¬
щади в настоящее время находятся в запущенном состоянии, сильно заросли кустар¬
ником, сдерживающим размыв почв. В Литве, аналогичное сокращение площадей
сельскохозяйственных угодий за период 1950-1980 гг. шло уже параллельно расши¬
рению лесопокрытой площади.
Иной тренд эрозии, имевший место в Среднем Приуралье (Кировская, Пермская
области, Республика Башкортостан), был определенно следствием благоприятного
для денудации сочетания возраставшего стока воды и хозяйственной активности на
водосборах за последние, как минимум, 30-40 лет. По нашим данным, сток наносов
только крупных рек региона - Белой и ее притока Дёмы - возрос вдвое с 1960-х по
1980-1996 гг. (рис. 3). За то же время, на фоне увеличения (в 1,5 раза) водности в их
бассейнах заметно расширились (на 120 тыс. га) площади естественных пастбищ с
поголовьем скота, в 5-20 раз превышающим экологически допустимую емкость [21].
Это дополнительное нарушение травяного покрова, при изменении соотношения пло¬
щадей пашен, кормовых угодий и леса, привело, что и следовало ожидать, к усилению
процессов площадного и линейного размыва в крае. Примечательно, что последнее не
21

сб
О*
О
0Q
В
О
Рис. 3. Тренды стока воды (СВ) и стока взвешенных наносов (СВН) в бассейне р. Белая/Уфа; динамика
кумулят СВН, СВ и отношения максимальных и минимальных (max/min) среднемесячных значений СВН
в бассейне р. Дёма/Бочкарева во второй половине XX в.
/ - тренд СВ; 2 - тренд СВН; 3 - гипотетический регрессионный ход кумулят СВН за 1963-1985 гг., без
учета увеличения показателей последних с 1963 г.
Примечание; за периоды 1988-1990, 1991-1993, 1994-1996 гг. показатели СВ и СВН р. Белая приведены
в нормированной форме
сопровождалось усилением внутригодовой неравномерности стока наносов, логичным
при данном сценарии землепользования. Напротив, многолетний тренд соотношения
максимальных и минимальных среднемесячных значений обоих стоков был иным:
если за 1947-1962 гг. отношения max/min межсезонного СВН и СВ составляли в Дёме
721 и 20 раз соответственно, то в период с 1963 по 1975 гг. - лишь 421 и 17 раз
(рис. 3). По-видимому, причина в том, что на протяжении более чем полувековой
истории интенсивного использования пашен и пастбищ соотношение подземной и по¬
верхностной составляющих стока воды вряд ли претерпевало существенные колеба¬
ния, и отмеченный перевыпас пастбищ вряд ли мог внести значимые изменения в этот
баланс. Увеличение же водности - показатель уменьшения Континентальности клима¬
та, при котором, как известно, с одной стороны, наблюдается снижение внутригодо¬
вой неравномерности речного СВ и СВН, а с другой - суммарное увеличение (до изве¬
стного предела) стока наносов при возрастающей живой силе талых и дождевых вод.
Столь же благоприятную для усиления основу имела эрозия и в расположенном
севернее, в лесной зоне, бассейне Вятки, где увеличение среднемноголетних пока¬
зателей водности за период 1976-1988 гг. в сравнении с периодом 1945-1957 гг. на
3,5% определило рост в речном потоке продуктов эрозии, при сопоставлении тех же
периодов, более чем на 40% (рис. 4, а-6). Это несоответствие, достигшее 25% к концу
1980-х гг. (рис. 4, в), проясняется тем, что смыв развивался при ощутимом для ланд-
Рис. 4. Тренды кумулят стока взвешенных наносов - СВН (а), стока воды - СВ (6), их погодичного соот¬
ношения (в), попериодная корреляционная связь годовых СВ и СВН (г), попериодное отношение макси¬
мальных и минимальных (max/min) среднемесячных показателей СВ и СВН (д) в бассейне р. Вятка/Киров
во второй половине XX в. и R2- коэффициенты корреляции между годовыми величинами СВН и СВ
за периоды 1945-1957 гг. и 1958-1987 гг. соответственно; С1 и С2(С{ и С2) - коэффициенты вариации ряда
max/min СВН (СВ) за периоды 1945-1957 гг. и 1958-1975 гг. соответственно; Л/, и N2(M ] и М2) - средние
величины СВН (СВ) за периоды 1945-1957 гг. и 1958-1975 гг. соответственно; 1(2) - гипотетический ре¬
грессионный ход кумулят СВН (СВ) за 1958-1987 гг., без учета увеличения показателей последних с 1957 г.
22

годы
X
годы
23

шафтных условий бассейна антропогенном вмешательстве. В одной только Киров¬
ской области, согласно С.Д. Новоселову [22], в период с 1956 по 1988 гг. площадь
спелых, а значит обладающих и большей противоэрозионной устойчивостью, лесов
в результате рубок существенно сократилась - с 42,8 до 27,4%, в результате чего
активизировалась эрозия. На ведущую роль хозяйственной деятельности в активи¬
зации эрозии указывает и различие в соотношении попериодных корреляционных
коэффициентов между годовыми величинами СВ и СВН (рис. 4, г). Нами ранее уста¬
новлено [23], что по мере пространственного перехода от гумидных ландшафтов
к семиаридным, зависимость СВН от СВ становится все более отчетливой в силу раз¬
режения густоты растительного покрова, приводящего к увеличению поверхностного
стока воды за счет подземного. В этой связи, применительно к Вятскому краю, можно
говорить о некоторой степени семигумидизации его ландшафта (но не климата!),
обусловленной сведением лесов. Как и в случае со степными реками Приуралья, уве¬
личение суммарной массы продуктов эрозии в Вятке сопровождалось заметным сни¬
жением их внутригодовой неравномерности (см. коэффициенты С\ и С2 на рис. 4, д).
Причина, очевидно, та же - возрастание водности: за период с 1945 по 1975 гг. регрес¬
сионные темпы прироста минимальных среднемесячных показателей СВН, характе¬
ризующих, главным образом, размыв русел и берегов в межень, заметно превышали
темпы прироста максимальных среднемесячных показателей СВН преимущественно
бассейнового происхождения.
Сонаправленным трендом СВН (увеличение наносов в 1,3-1,7 раза за период с 1954
по 1980 гг.) отмечен ряд речных бассейнов в соседней Пермской области (Сылва,
Колва, верхняя Кама и др.). Эта тенденция, как и в Среднем Поволжье, хорошо
согласовалась с общей направленностью и темпами изменения скоростей овражного
роста (с 1955 по 1987 гг. они возросли почти вдвое) на междуречьях этих рек [14].
Сходно развивались овраги и в ряде смежных, северных районов Удмуртии [13].
Северная Европа
Здесь мы располагаем сведениями о динамике стока наносов лишь в двух речных
бассейнах, которые, однако, можно считать представительными при рассмотрении
эрозионного тренда относительно большей части региона.
В Швеции, проводимые еще с конца XIX столетия лесовосстановительные работы
ныне существенно уменьшили поражаемость земель эрозией. Именно они послужили
главной причиной ощутимого сокращения средних темпов ежегодной седиментации
взвесей в чашах 4 озер на севере страны с начала по конец XX века - с 700-300 до
250-150 г/м2 [24]. Отрезок этой тенденции мы имеем возможность проследить и в
интервале последних 20-25 лет в стоке наносов некоторых рек страны, и, в частности,
в бассейне р. Турне-Эльв, протекающей близ границы с Финляндией (табл. 2). За¬
кономерным следствием продуманной здесь стратегии использования угодий явилась
исключительная чистота поверхностных вод и, в целом, экологическое благополучие,
где каждый клочок земли тщательно ухожен и соблюдается рациональное сочетание
между основными компонентами агроландшафта - лесом, лугом, пашней [25]. Прин¬
ципиально значимую роль в этой направленности развития эрозии на территории
страны гидрометеорологические условия вряд ли играли, ибо на фоне ослабления
западного воздушного переноса, с 1940-х гг. в сериях атмосферных осадков на севере
и юге Скандинавии заметных трендов не обнаруживалось [26]. Отметим, что и в со¬
седней Норвегии сходное "затухание" темпов эрозии могло иметь место при той же
гидроклиматической динамике. В этой стране за последние 40 лет площадь обра¬
батываемых земель сократилась на 20%, причем 6% из них было залесено в то время
как 78% - не использовалось напрямую в сельском хозяйстве [27].
Финскими климатологами статистическим анализом многолетних рядов в расходах
воды и атмосферных осадках на территории 13 речных бассейнов Финляндии уста¬
новлено некоторое увеличение рассматриваемых характеристик, ощутимо проявив-
24

Динамика стока воды (СВ) и взвешенных наносов (СВН) в бассейнах
некоторых рек Фенноскандинавии за 1979-1996 гг.*
Таблица 2
Период наблюдений, гг.
Речные бассейны, их площадь и гидролого-эрозионные характеристики
р. Турне-Эльв (23 645 км2)
р. Кеми-Йоки (36 535 км2)
СВ (л/с • км2)
СВН (т/км2 • год)
СВ (л/с • км2)
СВН (т/км2 • год)
1979-1981
18,8
4,7
2,3
0,4
1982-1984
21,0
2,0
2,4
0,45
1985-1987
19,8
2,5
4,3
0,7
1988-1990
17,6
1,1
10,4
1,3
1991-1993
25,6
4,3
8,3
1,1
1994-1996
14,4
1,7
7,7
1,2
Соотношение средних
1979-1987 1,0
1979-1987 1,3
1979-1987 1,0
1979-1987 1,0
модулей СВН и СВ
по периодам
1988-1996 ” 1,0
1988-1996 ” 1,0
1988-1996 “ 2,9
1988-1996 ”2,4
- по данным Гидрологического института, Канада.
шееся с начала 1940-х гг. При значительной залесенности междуречий и, в целом,
рациональном землепользовании на них в стране, данная тенденция водности опре¬
деленно должна была иметь следствием тренд усиления эрозии, преимущественно ее
руслового типа. Увеличение стока наносов в одной из рек севера страны - р. Кеми-
Йоки - подтверждает это (табл. 2). В то же время, локализованные проявления
геоэкологически непродуманного хозяйствования лишь ускоряют эффект гидрокли¬
матической активации эрозии, но за счет уже ее почвенно-овражной составляющей.
Ярким примером тому служит бассейн небольшого, площадью 3,8 км2, озера Хей-
неяламппи на востоке Финляндии. Как установлено здесь по подсчетам серий годовых
слоев "ленточных" отложений и по накоплению в них изотопов 210РЬ и 137Cs, работы
(с 1964 г.), по осушению торфяников вызвали интенсификацию поступления взвешен¬
ного материала в озеро с его водосбора. Если до начала мелиорации годовая скорость
осадконакопления в нем составляла 200 г/м2, то за период ее проведения - уже
700-1300 г/м2 [28].
Центральная Европа
Вторая половина XX столетия не отмечалась в регионе единством эрозионного
тренда, главным образом, в связи с особенностями хозяйственного развития. Нерацио¬
нальное использование земель особо ощутимо сказалось на скоростях размыва почв
в Карпато-Альпийском поясе региона. Так, если суммарная площадь бассейнов со
среднемноголетними модулями СВН более 100 т/км2- год занимала в 1950-1960-х гг.
около 14% горной части Польши, то в 1970-1980-е гг. - уже около 50% (бассейны
верховьев рек Сан (Восточные Карпаты) и Дунаец (Висповские Бескиды), Словацкие
Бескиды, Татры (табл. 3)). Некоторые польские исследователи [29] рассматривают
как причины сложившейся тенденции сведение лесов, еще сохраняющихся на горных
склонах, экстенсивное земледелие, проводимое, в том числе, и на местах рубок. Такая
деятельность в условиях высокого, сильно расчлененного рельефа и гумидного кли¬
мата нередко влечет за собой катастрофические последствия, когда смыв с полей под
зерновыми культурами превосходит в десятки, а пропашными - в сотни раз темпы
плоскостной эрозии под спелым буковым лесом. Наряду с антропогенным фактором
некоторое увеличение объемов жидкого стока, вызванное увеличением осадков с се¬
редины 1960-х гг., можно также рассматривать как причину отмеченной дина¬
мики эрозии. Здесь, к примеру, в одном из бассейнов верховьев Вислы - р. Вислоки
25

Таблица 3
Динамика темпов денудации на территории Польши за 1951-1990 гг. (составлена на основе карт
подекадных темпов денудации земель страны, [6])
Модули стока наносов,
т/км2 • год
Периоды наблюдений, гг.
1951-1960
1961-1970
1971-1980
1981-1990
равнинная часть Польши
Менее 5,0
82,20*
82,0
71,70
о
о
7
но
8,10
8,10
19,00
10,1-30,0
9,35
9,10
9,00
30,1-50,0
-
0,45
-
50,1-100,0
0,35
0,35
0,30
Взвешенный по площади
модуль
4,80**
4,80
5,30
горная часть Польши (Карпаты и Судеты)
5,1-10,0
7,7*
-
-
10,1-30,0
30,8
7,0
5,7
30,1-50,0
11,0
8,8
38,1
50,1-100,0
37,0
41,9
6,4
Более 100,0
13,5
42,3
49,8
Взвешенный по площади
модуль
>52**
>76
>80
71,40
23,90
4,35
0,35
4,60
38,5
16,0
34,3
11,2
>51,0
- доля площадей (в процентах) с данными интервалами модулей стока наносов в общей площади
соответствующего региона страны (равнинного или горного); ** - в т/км2 • год.
(восточная часть польских Карпат), несмотря на активное залесение склонов (с 30% в
1938 г. по 67% в 1990 г.) и сокращение площадей обрабатываемых земель с после¬
военного времени [30], суммарный модуль наносов даже возрос с 60-70 т/км2- год в
1950-х гг. до 80 т/км2 • год и более в 1970-х гг. [6]. Последний факт следует из более
ощутимого для этих предгорных условий увеличения русловых наносов при вполне за¬
кономерном сокращении наносов бассейнового типа.
При синхронном нарастании стока воды и активизации хозяйственной деятель¬
ности, отмечается более значительное, даже в показателях стока наносов, усиление
эрозии. Этот процесс с разной интенсивностью охватил многие речные бассейны
в Восточных Карпатах и Предкарпатье. При этом наибольшая активизация эрозии
отмечена была в тех бассейнах (рис. 5), где леса занимали до середины 1960-х гг.
сравнительно немалую площадь - до 40-50%. Там же, на Западной Украине и в
Молдавии, за минувшие 40-50 лет во многих, наиболее заовраженных районах
средняя плотность форм линейной эрозии возросла более чем вдвое [9, 15], что
вызвало заиление русел малых рек и ухудшение общей экологической ситуации
в крае. Наряду с распашкой и сведением лесов, в последние десятилетия эродирующим
фактором в горах стала и расширенная рекреация. Особенно большой в этой связи
прессинг испытали ландшафты Татр в 1948 г. - 150 тыс., в 1960 г. - 990 тыс.,
в 1965 г. - 2 млн., 1980 г. - 3 млн. человек посетили этот регион Европы [31]. Эрозия
вдоль туристских троп, на местах пожарищ - вот та цена, которую вынуждены
платить Татры за необыкновенную привлекательность своих ландшафтов.
Период с 1981 г. по начало 1990-х гг. в регионе был одним из самых засушли¬
вых в XX столетии [32]. Это препятствовало сохранению того уровня темпов эрозии,
что был характерен в предшествующие два десятилетия. С середины 1980-х гг. как
в стоке наносов рек, так и в приросте оврагов наметилась тенденция к уменьшению
(табл. 3, рис. 5). Только с 1960-х гг. по период 1992-1995 гг. масса взвешенного мате-
26

fct
Рис. 5. Направленность изменения стока взвешенных наносов (СВН) в бассейнах некоторых рек Западной
Украины во второй половине XX в.
риала, ежегодно выносимая водами Вислы у Кракова (южная Польша), сократилась
с 268 [33] до 58 тыс. тонн. Все эти изменения связаны были как с сонаправленностью
динамики жидкого стока, так и, по мнению И.П. Ковальчука [9], с положительными
последствиями противоэрозионных мероприятий, проводимых здесь еще в 1970-е гг.
Эрозионно-денудационные показатели восьмого и начала девятого десятилетий
XX столетия на севере Центральной Европы мало отличались от уровня таковых
середины века (1950-е гг.). Южнее, в Чехии и Словакии, несмотря на сокращение
площадей сельскохозяйственных угодий с 64,7% в 1948 г. до 54,4% в 1990 г. и неко¬
торое увеличение процента залесенной площади [34], ускоренная эрозия за последние
40-50 лет охватила в этих странах более половины обрабатываемых земель. Связано
это, прежде всего, с применением тяжелой механизированной техники, использо¬
ванием почв со слабой сопротивляемостью размыву и распахиванием длинных
(до 500-600 м) склонов значительной крутизны [35]. В том же направлении шло
изменение скоростей эрозии в Австрии, где в период 1950-1990 гг. наблюдалась
тенденция значительного (на 32%) увеличения массы наносов во многих бассейнах
рек - притоков Дуная. По данным Грелфа [36], в 1970-1980-х гг. 4,33 тыс. км2 (11,6%
всех равнинных угодий) сельскохозяйственных площадей на равнине под пропаш¬
ными культурами и виноградниками (их площадь в стране за период 1950-1987 гг.
возросла с 34,9 до 58,2 тыс. га [37]) и 3 тыс. км2 - в горах (более 30% всех горных
угодий) были подвержены эрозии. В ряд основных причин ее усиления в стране
В. Саммер и др. [10] особо ставят расширение посевов кукурузы (с 4% в 1950 г. по 16%
в 1990 г.). Дополнительными факторами ускорения темпов смыва могли выступать
как расширение пастбищ и сенокосов (только за 1974-1982 гг. в земле Верхняя
Австрия поголовье крупного рогатого скота увеличилось на 26,4%, а в земле Нижняя
Австрия - даже на 40% [38]), так и растущая индустрия горного зимне-летнего туриз¬
ма, что, безусловно, снижает устойчивость почвогрунтов к деятельности временных
водотоков. Из 2211 последних, зафиксированных в Австрии с 1963 по 1983 гг., 445
были отнесены к селям, 588 - к селеподобным [39], поставляющим огромные массы
обломочного материала в реки. Параллельно этим факторам в последние десятилетия
в Австрии, как и по всей Центральной Европе, наблюдается отчетливый процесс
усыхания лесов, заметно снижающий их противоэрозионную функцию. На 1986 г.
площадь поврежденного древостоя в стране составила 1,5 млн. га (31% площади всех
лесов страны), тогда как в 1961 г. она едва превосходила 11 тыс. га [40]. Рассмат¬
ривать же в качестве одной из причин роста темпов эрозионного разрушения земель
в Альпийской республике увеличение влажности климата нет оснований, поскольку
за период 1945/46-1994/1995 гг. здесь не выявлено какого-либо положительного
тренда в мощностях зимних осадков [41], формирующих летом эрозионно-опасный
сток талых вод (рис. 6).
27

60
Рис. 6. Тренды стока воды (СВ) и стока взвешенных наносов (СВН) в бассейне р. Лех/Фюссен (земли
Форарльберг и Тироль, Австрия) во второй половине XX в.
Стационарная динамика атмосферных осадков и противоэрозионная деятель¬
ность - причины малой изменчивости эрозии на большей равнинной части Цент¬
ральной Европы. В Польше, параллельно сокращению площадей обрабатываемых
земель велись активные лесопосадочные работы. С 1945 по 1994 г. страна установила
даже своеобразный европейский рекорд, расширив свои лесонасаждения за этот
период более чем на 22 тыс. км2 [42]. Иными словами, сократилась площадь потен¬
циально эрозионно-опасных земель и нагрузка на них. Следствие - стабильность
денудации (табл. 3), хотя в настоящее время ежегодные потери земель от эрозии все
еще остаются ощутимыми - 540 км2 в год [43] и ей с 1950 г. подвергаются 20% лучших
земель страны. Исходя из сохранности лесных массивов на территории Венгрии
и Хорватии с середины века [44, 45], можно предположить стационарную динамику
темпов эрозии и здесь.
Западная Европа
С окончанием второй мировой войны интенсивная механизация сельского хозяй¬
ства и смена структуры посевов на значительной площади сказались негативно
на состоянии эрозионной системы, что отчетливо проявилось в динамике СВН ряда
рек региона. Увеличение модулей транспортируемых Сеной у Парижа наносов
с 3,8 т/км2* год (в 1960-е гг.) до 6,6 т/км2* год (в 1979-1993 гг.) синхронно увязывалось с
изменением технологии выращивания винограда и с расширением территории под эти
цели после 1950 г. в области Шампань (верховья реки) - одной из известных
провинций виноградарства [46]. Аналогично нерациональный подход при использо¬
вании угодий наблюдался и в бассейне верховий Луары, увеличение стока наносов
в водах которой прямо указывает на неблагоприятную обстановку с эродированием
земель в его пределах. Модули СВН возросли в бассейне реки с 30 т/км2* год
(до 1960 г.) до 38 т/км2* год (за 1981-1994 гг.). Здесь, в одном из густонаселенных
сельскохозяйственных районов бассейна - котловине Лимань (бассейн р. Алье),
эрозия в последние 30 лет активизировалась в связи с расширением пригородных
и поселковых застроек [47]. Интенсификация сельскохозяйственных работ на рас¬
члененных возвышенностях вместе с расширением посевов однолетних культур -
главные причины ускорения темпов эрозии в последние десятилетия и в ряде департа¬
ментов северо-запада [48, 49] и юго-запада [50] Франции. К тем же последствиям
привело ведение хозяйства и на юге Великобритании. Здесь, за последние 30-40 лет
в результате изменений севооборота и внедрения более мощной техники смыв почв
превратился в серьезную природоохранную проблему [51]. По сравнению с районами
традиционного земледелия, на территориях с применением новых технологий уско¬
ренная эрозия способствовала увеличению взвесей в водах многих рек страны более
чем вдвое. По имеющимся у нас данным, модуль СВН только в бассейне Темзы (выше
28

Таблица 4
Направленность изменения стока наносов в бассейнах некоторых рек южной Германии и западной Австрии
во второй половине XX столетия
Реки
Пункт наблюдений
Площадь бассейна,
км2
Модули стока наносов, т/км2 • год
до 1971 г. (продолжи¬
тельность наблюдений)
за
1971-1990 гг.***
Дунай
Батхельд1
5 460
42,0 (13 лет)*
14,8
Дунай
Ингольштадт1
20 008
37,0 (15 лет)*
20,0
Инн
Райзах2
9 870
280,0 (16 лет)*
-
Обердорф3
9712
-
184,0
Зальцах
Бургхаузен3
6 649
320,0(15 лет)*
196,0
Изар
Мюнхен4
2 860
96,2 (41 год)***
49,5
Наб
Найтценхорн4
5 430
10,0 (5 лет)**
8,3
Аммер
Вейльгейм4
600
150,0 (30 лет)**
102,0
1 - земля Баден-Вюртемберг (ФРГ); 2 - земля Тироль (западная Австрия); 3 - земля Бавария (ФРГ)
и западная Австрия; 4 - земля Бавария (ФРГ); * - по данным Deutsches Gewasserkundkiches... [52]; "* - по
F. Fournier [53]; *** - по F.-H. Weiss (1996).
Лондона) с 1950-х гг. до начала 1990-х гг. возрос с 2 до 4 т/км2-год. И как конста¬
тируют английские гидрологи [53], около 44% всех пахотных угодий в стране ныне
уже подвержены эрозионному риску. Темпы эрозии хотя и допустимы - 200 т/км2- год,
но все же заметно превышают скорости естественного возобновления почвен-ного
слоя (10-15 т/км2- год), а в некоторых графствах потери последнего ежегодно дости¬
гают с 1 км2 пашни 10 000-20 000 тонн!
Но не всюду хозяйственная деятельность была столь нерациональна. Осознание
допущенных ошибок кардинальным образом улучшает ситуацию в системе «чело¬
век - эрозионная система», приближает темпы эродирования земель к естественному
уровню, что отмечается в южной Германии, восточной Франции, Швейцарии, север¬
ной Испании и в других странах. Как видно из таблицы 4, сток наносов во многих
речных бассейнах южных земель Германии и западной Австрии за истекшие пол века
заметно (в 1,2-2,8 раза) сократился. Отправным моментом такой динамики могло
выступить, по-видимому, планомерное уменьшение площадей пахотных земель (в Ба¬
варии, к примеру, с 2257,4 до 2088,4 тыс. га с 1955 по 1988 гг.) и, в особенности, эро¬
зионно-малоустойчивых посевов ржи и картофеля [54], а также увеличение за счет
последних посевов кормовых, многолетних трав, более противодействующих раз¬
мыву. Не исключено, что те же процессы привели к снижению активности эрозии и в
расположенном западнее бассейне р. Маас, что в границах восточной Франции
и Бельгии, если судить по уменьшению модулей стока наносов в нем с 24 (в конце
первой половины XX столетия) до 10 т/км2- год (1979-1993 гг.).
Более эффективное сокращение темпов эрозии мы отмечаем в швейцарских Аль¬
пах. В бассейне верховий Рейна (выше г. Лустенау), к примеру, модули СВН, состав¬
лявшие в середине века в среднем 840 т/км2- год, за период 1991-1996 гг. уменьшились
до 159 т/км2- год, а в бассейне верховьев Роны (у г. Порт-де-Скез выше Женев¬
ского озера) с середины века по 1991-1996 гг. СВН реки сократился с 850 до
133 т/км2- год. Со столь ощутимым уменьшением темпов денудации связаны и крайне
медленные, в сравнении с расчетными, скорости заиления некоторых водохранилищ
в этой стране [55]. Наиболее вероятная причина этого - сравнительно быстрый рост
здесь заброшенных сельскохозяйственных угодий на фоне уменьшения стока воды
в центральных Альпах. В 1930-1950-х гг. в горах отмечалось с увеличением темпера¬
туры воздуха сокращение площади ледников, а в 1970-х гг. - понижение температуры,
приведшее к снижению темпов дегляциации и, следовательно, уменьшению стока
29

воды [56]. Сходными результатами ослабления скоростей размыва земель, что и в
швейцарских Альпах, выразился миграционный отток сельского населения и свя¬
занное с ним увеличение площадей заброшенных земель в центральных Пиренеях. На
период 1955-1965 гг. в этой горной области приходилась также активизация лесо¬
восстановительных работ, давшая положительный эффект спустя 15-20 лет [57].
Совокупность этих причин, видимо, и определила направление эрозионной дина¬
мики в бассейне Гаронны (выше г. Тулуза), которая своими верховьями дренирует
центральные Пиренеи. Здесь модули СВН сократились с 1940-1950-х по период
1979-1993 гг. с 250 до 12-15 т/км2 • год.
Нельзя, в этой связи, не сказать о целенаправленной борьбе с эрозией и на северо-
западе Европы. На протяжении последних 100 лет в Ирландии и 50 лет в Шотландии
росли масштабы лесовосстановительных работ за счет наиболее эрозионно-опасных
в этих краях земель - пастбищ и пашен. Если же учесть значимость древостоя
в сдерживании почвенного смыва, то результаты этих работ должны были быть
весьма эффективны, ведь только с 1947 по 1990 гг. лесопокрытая площадь в Шот¬
ландии возросла с 5 300 до 10 340 км2 [58], а в Ирландии с 1904 по 1980 гг. - более чем
в пять раз! [59].
Южная Европа
В странах Средиземья хозяйственная деятельность, по всей видимости, определяла
восходящую в последние десятилетия тенденцию эрозии на большей части региона,
поскольку основными причинами потери земель от размыва здесь стали иррига¬
ционное земледелие, лесные пожары, интенсификация сельского хозяйства. В Болга¬
рии из 1200 тыс. га орошаемых, большей частью в послевоенные годы, земель около
550 тыс. га ныне подвержено эрозии, превышающей, как минимум, в 1,5 раза средне¬
мировые темпы [60]. Доля таких земель в Испании за период 1960-1980 гг. возросла
с 8 до 15%, и основная доля расширения пришлась на наиболее чувствительные
в денудационном отношении горные провинции страны [61].
Головной болью местных природоохранных организаций становятся и учащаю¬
щиеся потери лесных и кустарниковых массивов при пожарах. Если за период
1974-1983 гг. в среднем за год в Греции выгорало до 10,4 тыс. га леса и 19,3 тыс. га
кустарников и лугов, то в период же с 1988 по 1990 г. - суммарно более 500 тыс. га
[62]. В условиях ощутимо неравномерного увлажнения это приводит к катастро¬
фическим последствиям, ибо смыв оголенных почв в десятки и сотни раз превосходит
смыв почв под незатронутой пожаром растительностью. В таких условиях в Испании
ежегодно теряется почвенный мелкозем со скоростью 1 500-17 000 т/км2 • год, при
допустимой норме в 1 100 т/км2 • год [63]. Все эти проявления антропогенизации, при¬
водящие к образованию обширных, слабо защищающих земли от размыва, раститель¬
ных формаций типа гарриги и маквиса, ускоряют эрозию во французском и итальян¬
ском Средиземье, где индустрия массового туризма шествует поистине семимильными
шагами. Только за 1970-1980 гг. число горнолыжников в Альпах Франции утроилось,
достигнув 4,2 млн. человек. Это означает автоматическое ухудшение развития травя¬
ного покрова при укатывании и возросшем давлении на него, уничтожение дернины
при выпахивании ее бульдозерами. Следствие этого - активизация эрозии [64].
Все эти негативные процессы протекали в ряде стран региона при быстром
росте численности местного населения, как, к примеру, в Албании, где за период
1960-1989 гг. оно возросло почти вдвое. Причем около 65% населения страны -
жители провинции, активно обрабатывающие землю [65]. Рост сельского населения
не мог не отразиться, скорее всего в серьезной проблеме усиления эрозии и здесь.
Общие выводы
1. Сложное сочетание гидроклиматического и антропогенного факторов - причина
неоднородности в направлении изменения эрозии за последние полвека в Европе. На
субконтиненте обособляются четыре крупных региона с разнонаправленными тенден-
30

40‘
80(
30° 20° 10° 0° 10° 20° 30° 40° 50° 60° 70°
Рис. 7. Карта направленности изменения темпов эрозии в Европе во второй половине XX в.
Тенденции: 1 - восходящая, 2 - нисходящая, 3 - стационарная (а - утановленная, б - предполагаемая);
4 - нет данных
циями этого процесса (рис. 7): большая часть Северной и Восточной Европы (нисхо¬
дящая); Среднее Приуралье (восходящая); Южная, большая часть Западной и юг
Центральной Европы (восходящая); север Центральной Европы (стационарная).
2. Если на западе и юге Европы основным фактором изменчивости эрозии высту¬
пила хозяйственная деятельность (изменение структуры посевов, использование тяже¬
лой техники, лесопосадка или сведение растительного покрова и т.д.), то на востоке
и севере - главным образом, ее сочетание с динамикой увлажнения земель.
3. Сопоставление карт трендов активности эрозии и пространственной ее неодно¬
родности (см. выше) выявляет, скорее всего, увеличение контрастности к концу сто¬
летия в темпах размыва земель между северным, северо-восточным и юго-восточным
секторами Европы, с одной стороны, и западным и южным - с другой.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Дедков Л.П., Мозжерин В.И. Эрозия и сток наносов на Земле. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1984.
264 с.
2. Дедков А.П., Мозжерин В.И. Эрозия на равнинах Восточной Европы // Геоморфология. 1996. № 2.
С. 3-9.
3. Jansson М. A global survey of sediment yield // Geografiska Annaler. 1988. V. 70A. № 1-2. P. 81-98.
4. Walling D.E., Webb B.W. Erosion and sediment yield: a global overview // IAHS Publ., 1996. № 236. P. 3-19.
5. 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.
6. BranskiJ., Banasik К. Sediment yield and denudation rates in Poland // IAHS Publ., 1996. № 236. P. 133-138.
7. Бобровицкая H.H. Водная эрозия на склонах и сток наносов: Автореф. дис. ... докт. геогр. наук. С-Пб.:
1995.59 с.
31

8. Дедков А.П., Мозжерин В.И., Сафина Г.Р. О современном тренде эрозии в степной и лесостепной зонах
Восточно-Европейской равнины // Геоморфология. 1996. № 3. С. 39-43.
9. Ковальчук И.П. Эколого-геоморфологический анализ флювиальных систем региона: Автореф. дис. ...
докт. геогр. наук. М.: МГУ, 1993. 57 с.
10. Summer W., Klaghofer Е., Hintersteiner К. Trends in soil erosion and sediment yield in the alpine basin of Austrian
Danube // IAHS Publ., 1996. V. 236. P. 473-479.
11. Миронова E.A., Сетунская Л.Е. Методика и результаты многолетних наблюдений за развитием оврагов
в Поволжье // Современные аспекты изучения эрозионных процессов. Новосибирск: Наука, 1980.
С. 215-220.
12. Бутаков Г.П., Юсупова В.В. Современный тренд овражной эрозии в Татарстане // Эрозия почв, охрана
и рациональное использование земельных ресурсов. Ульяновск: 1998. С. 13-20.
13. Рысин И.И. Овражная эрозия в Удмуртии. Ижевск: Изд-во Удмурт, ун-та, 1998. 274 с.
14. Назаров Н.Н. Овражная эрозия в Прикамье. Пермь: 1992. 104 с.
15. Волощук МД. Реконструкция склоновых земель, пораженных оврагами. Кишинев: Изд-во Картя
Молдовеняскэ, 1986. 266 с.
16. Голосов В.Н. Аккумуляция в балках Русской равнины // Эрозия почв и русловые процессы. М.: 1998.
Вып. 11. С. 97-110.
17. Рожков А.Г., Бахирев Г.И., Горин В.Б. Интенсивность роста оврагов в Центрально-Черноземной зоне //
Почвоведение. 1993. № 4. С. 84-88.
18. К наука В.В., Мудрак А.Т., Панкекоймонов А.И. Плоскостная эрозия и регулирование площадей почв
Черкасской области // Задача землеустр. органов по ускорению науч.-техн. прогресса. М.: 1986.
С. 150-152.
19. Сапожников Н.М. Демографическое развитие села Пензенской области за 50 лет (1938-1989 гг.) //
Крестьянин - хозяин: возможно ли? Целиноград: 1990. С. 179-181.
20. Зайцев Д.И. Динамика использования сельскохозяйственных угодий Новгородской области // Террит.
взаимосвязи хозяйства и природы. М.: 1990. С. 337-355.
21. Хазиахметов Р.М. Экологическая оптимизация структуры агроэкосистем как условие формирования
устойчивого развития // Геоэкология в Урало-Каспийском регионе. Уфа: 1996. С. 187-189.
22. Новоселов С.Д. Рационально использовать ресурсы области // Соц.-экон. развитие Кировской области.
Киров: 1989. С. 41-47.
23. Гусаров А.В. Зональность зависимости стока взвешенных наносов от стока воды на Русской равнине //
XIV пленарное межвузовское совещание по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов.
Уфа: 1999. С. 97-99.
24. Segerstrom U., Renberg /., Wallin J.-E. Annual sediment accumulation and land use history: Investigation
of varved lake sediment// Verh. Int. Ver. theor. und angew. limnol. Stuttgart, 1984. V. 22. № 3. P. 1396-1403.
25. Медведев В.В. Обзор почвенно-экологических и мелиоративных работ в Швеции // Почвоведение. 1992.
№3. С. 107-115.
26. Eriksson В., Alexandersson Н. Our changing climate // Agr. and forest meteor., 1990. V. 50. № 1-2. P. 55-64.
27. 0vstedal S. Marginaljorder i Norge // Geogr. tidsskr., 1989. № 89. P. 4-7.
28. Sandman O., Lichu A., Simola H. Drainage ditch erosion history as recorded in the varved sediment of a small lake
in east Finland //J. Paleolimnol., 1990. V. 3. № 2. P. 161-169.
29. LajczakA. Odplyw materialu unoszonego ze zlewni karpackich doplywow Wisly // Probl. zagosp. ziem gor., 1992.
№35. P.61-75.
30. Lack J., Wizga B. Channel incision and flow increase of the upper Wisloka River, southern Poland, subsequent
to the reafforestation of its catchment // Geomorphic Resp. to Land Use Changes / Abstr. of Papers. Int. Symp.
May 29 - June 2,2000. Smolenice, Slovak Rep. P. 37.
31. Wiszka A., Hindson./. Protecting a Polich Paradise // Geogr. Mag., 1991. V. 63. № 6. P. 1 -3.
32. Lorenc H. Ocena zmiennosci temperatury powietrzai i opadow z wybranych staji meteorologicznych w Polsce //
Wiad. Inst, meteor, i gosp. wodnej. 1994. V. 17. № 4. P. 43-60.
33. Bransky./. Ocena denudacji dorzecza Wisly na podstawie wynikow pomiarow rumowiska unoszonego // Pr. Inst,
meteor, i gosp. wodnej. 1975. № 6. P. 5-58.
34. Страшил В. Развитие сельского хозяйства Чехословакии за 70 лет // Междунар. агропром. журнал.
1989. №4. С. 19-25.
35. Kundrata М., (Jngerman L'aggravation de 1'erosion des terres arables et les transformation foncieres en
Tchechoslovaquie: Une etude de gas // Bull, assoc, geogr. fr., 1992. V. 69. № 2. P. 155-160.
36. Grelf F. Landwirtschaftliche Raumplanung in Osterreich // Forderungsdienst. Sonderh. 1985. V. 33. № 6(S).
P. 58-64.
37. Weifi J. Zukunftsaspekte des osterreichischen Weinbaues // Winzer., 1989. V. 45. № 4. P. 5-9.
38. Penz H. Entwicklungstendenzen der osterreichischen Almwirtshaft // Wien, geogr. Schr., 1984. № 59-60.
P. 142-148.
32

39. Aulitzky H. Uber den Einflu p naturraumlicher Gegebenheiten auf Erosion und Wildbachtatigkeit in Osterreich //
Mitt. Osterr. geol. Ges., 1986. V. 79. P. 45-62.
40. Вейнис M.B., Ворон В.П. Леса и охрана природы в Австрии //Лесное хозяйство. 1991. № 3. С. 52-53.
41. Mohul Н. Die Schwenkungen Wintersport - relevsnter Schneehohen im Laufe der vergangenen fiinfzig Jahre in den
Osterreichischen Alpen // Watter und Leben. 1996. V. 48. № 1-2. P. 103-113.
42. Rykowski K. Forest policy evaluation in Poland // J. Sustainable Forest. 1997. V. 4. № 3-^1. P. 119-126.
43. GlinskiJ. Problems of soil degradation in Poland //Zesz. probl. post, nauk rol., 1987. № 344. P. 7-15.
44. Pinczes Z. Types and extent of soil degradation in Hungary // Stud, geomorphol. Carpatho-Balcan. 1989. № 23.
P. 153-162.
45. Mestrovic S. Sume u privrednom razvoju SR Hrvatske // Glas. Sumske pokuse. 1990. № 26. P. 419-424.
46. Gourbesville Ph. Soil erosion in the vineyards of Champagne // IAHS Publ., 1997. № 245. P. 3-11.
47. BarathonValleix J.-F. Les processus erosits en Limagne clermontoise: aspects historique et contemporain d'un
phenomene social // Bull, assoc, geogr. fr., 1993. V. 70. № 5. P. 471-488.
48. Ouvry J.-F. L'evolution de la culture et l'erosion des terres dans le Pays de Caux // Bull, assoc, geogr. fr., 1992.
V. 69. №2. P. 107-113.
49. Delahay D. Premier, aper^u sur le developpement de l'erosion des sole dans le Bocage du Calvados // Bull, assoc,
geogr. fr., 1992. V. 69. № 2. P. 135-145.
50. Auzet A. L'aggravation de l'erosion par l'eau des sols des region de grande culture Francaises: situation actuell et
operation en cours // Hillslope experim. and geomorphol. probl. of big rivers / Abstr. of Papers. Budapest, 1987.
P. 1.
51. Arden-Clarke G., Hodges R. The environmental effects of conventional and organic/biological farming systems:
Soil erosion, with special reference to Britain // Biol. Agr. and Hort. 1987. V. 4. № 4. P. 309-357.
52. Deutsches Gewiisserkundkiches Jahrbuch... // Donaugebiet: Munchen, 1973; Abflussjahr, 1974; Mtinchen, 1979.
216 p.
53. Fournier F. Transports solids effectues par les cours d'eau // IAHS-AIHS Bull., 1969. V. 14. № 3. P. 7-^19.
54. Horst F. Die Entwicklung von Flachen Ertragen und Erntemengen bei Ausgewahlten in Bayern seit 1955 // Bayern
Zahlem. 1989. V. 43. № 6. P. 178-184.
55. Darbellay Ch. Die wirtschafliche soziale und kulturelle Lage der Bergbevolkerung in der Schweiz // Schweiz.
Landwirt. Monatgh., 1983. V. 61. № 8-9. P. 233-238.
56. Collins D.N. Climatic fluctuations and runoff from glacierised Alpine basin // IAHS Publ., 1987. № 168. P. 77-89.
57. Ortigosa L.f Garcia-Ruiz J.-M., Gil E. Land reclamation by reforestation in the Central Pyrenees // Mount. Res. and
Dev., 1990. V. 10. № 3. P. 281-288.
58. Mather A.S. The inter-relationship of afforestation and agriculture in Scotland // Scot. Geogr. Mag., 1996. V. 112.
№2. P. 83-91.
59. BenezitJ-J. Coillte teoranta // Rew. forest, fr., 1991. V. 44. № 1. P. 83-89.
60. Великое В. Почвите на България и тяхного съвременно състояние // Обуч. геогр., 1991. Т. 34. № 2.
С. 2-6.
61. Geiger F. Neue Entwicklungen in der Bew'asserrungswirtschaft Siidost Spaniens / Prex. Geogr., 1987. V. 17. № 4.
P. 22-27.
62. Knopf H.S. Die griechischen Forster stehen vor einer fast unlosbaren Aufgabe // Unser Wald., 1991. V. 43. № 3.
P. 25-27.
63. Diaz-Fierros F., Gilsotres V. et al. Efectos erosivos de los incendios forestales en suelos de Galicia // An. edafol.
у agrobiol., 1982. V. 41. № 3-4. P. 627-639.
64. Barbier B. Les station de sport d'hiver franqaises et le milieu physique // Geogr. pol., 1984. № 49. P. 109-116.
65. Meusi E., laquinta P. Aspects de 1'evaluation demographique en Albanie // Population. 1991. V. 46. № 3.
P. 678-692.
Казанский государственный университет Поступила в редакцию
03.10.2000
TRENDS OF EROSION IN THE EUROPE DURING THE SECOND HALF
OF THE XX CENTURY
A.V. GUSAROV
Summary
Long-term data on river runoff, stream load, gullies growth and other direct and indirect characteristics of erosion
were used for evaluation of trends of hydro-denudation in the Europe during the second half of the XX century. Regions
with different trends were distinguished. The human activity appears to be the main factor of the denudation intensity
changes. The climatic impact manifested in the runoff changes plays the minor role.
2 Геоморфология, № 3
33

УДК 551.4.042(470.311)
© 2001 г. В.Вад. БРОНГУЛЕЕВ, М.П. ЖИДКОВ, А.Г. МАКАРЕНКО
ЭКЗОГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ РЕЖИМЫ МОСКОВСКОГО РЕГИОНА1
Введение
В работе [1] на примере Русской равнины была показана возможность райони¬
рования территории по комплексу показателей, характеризующих морфологию
рельефа, интенсивность развития экзогенных процессов и условия рельефообразо-
вания. Выделенные районы интерпретировались как области развития современных
экзогеодинамических (или геоморфологических) режимов - определенных, сущест¬
венно отличающихся друг от друга по количественным характеристикам, сочетаний
указанных показателей. Были выделены различные типы режимов и показана их
обусловленность физико-географическими особенностями, новейшими тектониче¬
скими движениями, возрастом морфоскульптуры. При районировании использовались
исходные данные, полученные по широтно-долготной сетке 20' х 3(У. Это достаточно
грубое разбиение дало возможность отразить крупные пространственные особенно¬
сти режимов территории Русской равнины.
В данной работе мы обратились к центральной части равнины - Московскому
региону - с целью получить более детальную картину экзогеодинамических режимов
по более дробной сети исходных данных. Московский регион - достаточно важный и
интересный объект исследования, характеризующийся весьма разнообразными фи¬
зико-географическими условиями и типами рельефа. В последние годы он привлекает
большое внимание геоморфологов в связи с проблемами использования территории,
разработкой эколого-географических оценок и т.п. [2, 3]. Изучение современной
экзодинамики рельефа важно для понимания основных тенденций его развития,
и выделение экзогеодинамических режимов преследует, в конечном счете, именно эту
цель. Сравнение результатов такого исследования с результатами, полученными при
районировании всей равнины, интересно и в методическом отношении, поскольку оно
может показать, как происходит детализация картины режимов при изменении
масштаба исследования и в какой мере характеристики выделенных режимов устой¬
чивы к такому изменению.
Мы используем в данной работе термин «экзогеодинамический режим», но счи¬
таем, что принципиальной разницы между ним и введенным в работе [4] термином
«геоморфологический режим» нет. Акцент на экзогеодинамике сделан постольку,
поскольку именно к ней относится большинство использованных параметров. Экзо¬
геодинамический режим можно рассматривать как частный случай геоморфоло¬
гического.
Характеристика региона
Рельеф и геологическая структура Московского региона исследованы достаточно
подробно [5-9]. Он располагается почти полностью в пределах бассейна Волги и лишь
небольшой участок на юге относится к бассейну Дона. Северную его часть занимает
Верхневолжская низменность с высотами 125-130 м, ограниченная с юга Смоленско-
Московской возвышенностью и ее восточным окончанием - Клинско-Дмитровской
грядой (максимальная высота 295 м). На юго-востоке простирается Мещерская
низина с минимальными высотами (91 м) в долине р. Оки. С юга в рассматриваемый
район заходит Среднерусская возвышенность с высотами более 200 м. Западную часть
занимают возвышенности, которые некоторые авторы называют Западным плато.
Именно там, в верховьях Москвы-реки, находится максимальная отметка рассматри¬
ваемой территории - 310 м.
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 98-05-64359).
34

Рис. 1. Морфоструктуры Московского региона по Геоморфологической карте [10]
Пластово-денудационные равнины с преобладанием новейших поднятий. Структурно-денудационные на
осадочных породах: 1 - ступенчатые с высотами 200-250 м (1.1) и 250-300 м (1.2); 2 - наклонные
с высотами 150-200 м (2.1) и 200-300 м (2.2); 3 - наклонные, местами ступенчатые, с высотами 150-180 м
(3.1), 180-230 м (3.2) и 100-200 м (3.3); 4 - субгоризонтальные с высотами 100-150 м (4.1) и 150-200 м (4.2).
Денудационные на осадочных породах: 5 - наклонные с высотами до 100 м (5.1) и 100-180 м (5.2).
Аккумулятивные равнины на рыхлых неоген-четвертичных отложениях с преобладанием новейших
опусканий: субгоризонтальные с высотами 150-200 м (6.1)
Морфоструктура рассматриваемой территории представлена «равнинами древних
плит, испытавших новейшие пологие деформации разного знака» [10]. Большую
часть площади занимают пластово-денудационные и денудационные равнины и плато
с преобладанием новейших поднятий на осадочных породах - субгоризонтальные,
наклонные и ступенчатые (рис. 1). Лишь небольшой юго-восточный участок терри¬
тории на правобережье Оки относится к субгоризонтальным аккумулятивным
равнинам, созданным преимущественно новейшими опусканиями на рыхлых неоген-
четвертичных отложениях.
Морфоскульптура данной территории делится на несколько типов. Азональ¬
ная, созданная эрозионно-денудационными процессами, представленная увалистым
рельефом с относительно глубоким (до 100 м) или неглубоким (до 30-50 м) расчле¬
нением, распространена преимущественно на Среднерусской возвышенности; пред¬
ставленная плоским слабоволнистым рельефом с неглубоким расчленением - южнее
Оки, в междуречье Прони и Пары. Зональная реликтовая морфоскульптура - вол¬
нистая и полого-холмистая поверхность моренных равнин с различной глубиной
расчленения - распространена на севере Мещеры и в пределах Волго-Унженской
низины; созданная процессами ледниковой и водно-ледниковой аккумуляции - хол¬
мисто-увалистый и увалистый типы с разной глубиной расчленения - распространена
на Смоленско-Московской возвышенности, Мещерской низменности; те же типы,
созданные водно-ледниковой аккумуляцией - в пределах Верхневолжской, Волго-
Унженской и Мещерской низменностей.
Современные экзогенные процессы рассматриваемой территории разнообразны.
Здесь выделяются речная аккумуляция и размыв, овражная эрозия, карст, суффозия,
заболачивание, оползневые и эоловые процессы, переработка берегов водохранилищ,
морозное пучение и др. [2]. В разных районах спектр процессов и их интенсивность
2*
35

неодинаковы. Наибольшее площадное распространение имеют делювиальный смыв
и смещение чехла рыхлых отложений на склонах, которые провоцируются антропо¬
генной деятельностью, главным образом, пахотой. При этом каждой морфоструктуре
свойственен определенный набор экзогенных процессов [7].
Литологическая основа рельефа представлена породами палеозоя, мезозоя и чет¬
вертичными отложениями. На западе и юго-западе территории на поверхность
выходят карбоновые известняки. По долинам почти повсеместно, кроме западной
части, имеются выходы песков и глин верхней юры. Пески верхнего мела распро¬
странены на водоразделах, особенно широко между Клином и Владимиром. Четвер¬
тичные отложения распространены повсеместно.
Карбоновые отложения достигают мощности 300-400 м. Они представлены
доломитами, известняками и песчаниками с прослоями тонких цветных глин и бурых
углей. Выше залегают верхнеюрские черные и серые глины мощностью 30-50 м,
образующие водоупор, прорезаемый долинами рек. Глины обладают высокой пла¬
стичностью и влагоемкостью, изменчивостью состава и свойств по глубине и в плане
[2]. Именно свойства верхнеюрских глин определяют, главным образом, интенсив¬
ность и распространение оползневых процессов на склонах долин в рассматриваемом
районе. На глинах лежат также верхнеюрские и верхнемеловые пески мощностью до
нескольких десятков метров, обычно, около 5-7 м. В определенных условиях они
легко переходят в плывунное состояние.
Четвертичные отложения к юго-востоку от Смоленско-Московской возвышен¬
ности в основном имеют мощность 10-15 м; формировались они в связи с днепров¬
ским оледенением. В пределах указанной возвышенности и севернее распространены
отложения днепровского и московского оледенений и межледниковых эпох и стадий;
они достигают мощности 100 и более метров, в среднем 60-80 м. Моренные отло¬
жения устойчивы к эрозионному размыву и препятствуют развитию геоморфоло¬
гических процессов [9].
Исходные данные и методика
Исходные данные для Московского региона снимались по ячейкам с размерами
5' по широте и 10' по долготе. В рамках географических координат 35°-41° в.д.
и 54°-57° с.ш. были оцифрованы следующие показатели: амплитуда неотектони-
ческих движений (Nt) [11], максимальная (Нтах) и минимальная (Hmin) абсолютные
высоты, глубина (D) и густота (С) эрозионного расчленения, интенсивность (в баллах)
карстовых проявлений (К) и оползневых процессов (L) [12], среднегодовые суммы
осадков (Р), процент залесенности (F). Этот набор показателей несколько меньше,
чем использованный при анализе экзогеодинамических режимов всей равнины, что
связано как с отсутствием детальных данных, так и с малой изменчивостью (или
отсутствием) некоторых показателей в пределах выделенного региона. Из-за недо¬
статка фактических данных мы, конечно, не имели возможности принять во внимание
весь спектр экзогенных процессов, развитых в пределах региона.
Выделение экзогеодинамических режимов проводилось с помощью метода к-сред-
них кластерного анализа [13]. В работе [1] описаны некоторые особенности исполь¬
зования этого метода и здесь мы лишь напомним один важный момент - количество
кластеров или типов, на которые разбивается совокупность переменных произвольно
и определяется детальностью исходных данных, масштабом исследования и содержа¬
тельностью получаемой классификации. Важным моментом является контрастность
выделяемых типов. Она может быть охарактеризована по каждому из параметров так
называемым F-отношением (хотя оно и не является строгой статистической мерой
качества классификации [13]) или средней величиной F для всей совокупности
параметров. Укажем, кроме того, что результаты кластеризации могут зависеть и от
начального выбора центров кластеров в пространстве переменных, но эта зависи¬
мость тем слабее, чем более четко разделяются кластеры в действительности.
36

Среднее F-отношение
Рис. 2. Средние значения F-отношения для различного количества кластеров
/- выбор начальных центров кластеров на равных расстояниях; 2 - то же, при условии максимизации
расстояний
В данной работе мы последовательно проводили разбиение на 2,3... 10 кластеров,
с выбором начальных центров двумя способами - на равных расстояниях и при
условии их максимизации [14]. Среднее по всем переменным F-отношение для разного
количества кластеров показано на рис. 2. Его величина последовательно уменьшается
с ростом числа кластеров, не образуя никаких «всплесков» на кривой, так что этот
показатель не дает оснований для выбора какого-то определенного числа кластеров.
С другой стороны, при выделении двух, трех и четырех кластеров результат не
зависит от начального положения центров. Это свидетельствует о достаточно четком
разделении совокупности переменных на такое количество групп. Мы рассмотрим
здесь как три указанные варианта, так и некоторые другие, поскольку каждый из
этих результатов имеет определенный смысл и сама последовательность разбиения
территории на все большее количество относительно однородных по экзогеодинами-
ческим условиям областей не лишена интереса.
Обсуждение результатов
Связь параметров между собой. Прежде чем перейти к описанию выделенных
экзогеодинамических режимов, остановимся на характеристике корреляционных свя¬
зей между перечисленными выше показателями. В таблице 1 приведена матрица
ранговых коэффициентов корреляции Спирмена, вычисленных по всему массиву
данных (1296 точек для каждой переменной). Нетрудно видеть, что большинство
переменных заметно коррелированны друг с другом. Неотектонические движения,
абсолютные высоты и показатели эрозионного расчленения образуют группу наи¬
более тесно связанных между собой переменных. Достаточно отчетливо проявляется
и корреляция оползневого процесса с этими переменными (г = 0.4 -г- 0.6); слабее связан
с ними карст (г = 0.2 0.4). Все эти связи положительны и смысл их вполне очеви¬
ден - влияние новейших поднятий и обусловленных ими абсолютных высот рельефа
на интенсивность процессов. Среднегодовые суммы осадков и залесенность очень
слабо связаны как между собой, так и с другими переменными. Прослеживается
слабая отрицательная корреляция залесенности с показателями экзогенных процес¬
сов, что вполне естественно.
Любопытно, что максимальные высоты, Нтах, обнаруживают существенно более
тесную связь с рассматриваемыми показателями экзоморфогенеза, чем минималь¬
ные. Они же в большей степени отражают неотектонические деформации по¬
верхности, связь которых с характеристиками эрозионного расчленения, оползней
37

Таблица 1
Корреляционные связи между параметрами
Области
Параметры
F
P
K
L
c
D
Hmin
Hmax
А
Р
0.28
К
-0.13
-0.10
L
-0.31
-0.09
0.62
С
-0.22
0.11
0.34
0,60
D
-0.31
-0.09
0.27
0.50
0.69
Hmin
0.07
0.18
0.23
0.40
0.50
0.22
Hmax
-0.11
0.14
0.35
0.60
0.78
0.60
0.78
Nt
-0.17
-0.10
0.40
0.58
0.68
0.56
0.63
0.77
Б
Nt
0.16
0.33
-0.04
0.44
В
Nt
0.23
0.40
0.28
0.58
Примечание. А - в пределах Московского региона, Б - в пределах области Русской равнины, под¬
вергавшейся днепровскому оледенению, В - в пределах всей Русской равнины. Б и В по [15].
и карста также достаточно велика. Сравнивая соответствующие коэффициенты
корреляции для Nt с аналогичными коэффициентами, рассчитанными для всей
территории равнины или для ее части, подвергавшейся днепровскому оледенению,
можно заключить, что в рассматриваемом регионе влияние неотектоники на экзо¬
морфогенез существенно выше, чем в среднем на Русской равнине или в пределах
всей области днепровского оледенения. Как мы увидим в дальнейшем, это прояв¬
ляется и в особенностях выделяемых режимов - роль неотектоники в их простран¬
ственной организации достаточно велика.
Описание экзогеодинамических режимов. При выделении на всей территории
Русской равнины пяти типов экзогеодинамических режимов [1] в пределы Москов¬
ского региона вошли лишь два из них: режим равнин ледниковой и водноледниковой
аккумуляции и режим глубинного расчленения и оползневой переработки склонов в
условиях значительных новейших поднятий (рис. ЗА). При более дробном разделении
территории равнины - на восемь типов режимов - в пределы Московского региона
вошли четыре из них (рис. ЗБ). Большую часть территории занимает эрозионно¬
оползневой режим активных неотектонических поднятий, на втором месте - режим
слабой переработки древнеледникового рельефа и аккумулятивных форм иного
генезиса в условиях малоамплитудных и малоконтрастных новейших движений,
небольшие участки относятся к режиму карстовой денудации в условиях высокой
залесенности и увлажненности, и лишь одна ячейка занята режимом умеренной эро¬
зионной переработки древнеледникового рельефа в условиях значительного стока
и относительно контрастных новейших движений. (Следует иметь в виду, что эти
названия даны на основе количественных характеристик режимов, и учитывают
диапазон изменения последних в пределах всей равнины).
Посмотрим теперь, какие экзогеодинамические режимы могут быть выделены
в пределах собственно Московского региона при использовании более подробной
сетки данных. Простейшее разбиение территории на режимы двух типов дает две
крупные зоны - относительно низменную, со слабым развитием процессов и отно¬
сительно возвышенную, с интенсивным их развитием. В первую входят Мещерская
и Верхневолжская низменности, во вторую - Смоленско-Московская и Среднерус¬
ская возвышенности, а также Москворецко-Окская равнина (рис. 4А). Соответствую¬
щие режимы сильно различаются по всем показателям, кроме осадков, причем,
показатели залесенности находятся в обратном соотношении со всеми осталь¬
ными (рис. 4Б). Нетрудно заметить, что граница между ними хорошо совпадает
38

Рис. 3. Экзогеодинамические режимы Русской равнины в пределах Московского региона (по [1])
Л - при 5 режимах в пределах всей Русской равнины: / - режим равнин ледниковой и водноледниковой аккумуляции; 2 - режим глубинного расчленения
и оползневой переработки склонов в условиях значительных новейших поднятий.
Б - при 8 режимах в пределах всей Русской равнины: / - режим слабой переработки древнеледникового рельефа и аккумулятивных форм иного генезиса
в условиях малоамплитудных и малоконтрастных новейших движений; 2 - эрозионно-оползневой режим активных неотектонических поднятий; 3 - режим
карстовой денудации в условиях высокой залесенности и увлажненности; 4 - режим умеренной эрозионной переработки древнеледникового рельефа, в условиях
значительного стока и относительно контрастных новейших движений
СО
VO

Рис. 4. Два типа экзогеодинамических режимов Московского региона
А - распределение режимов по территории; Б - стандартизированные средние значения параметров.
(На рис. 5-8 обозначения те же)
с границами основных морфоструктурных подразделений данной территории (рис. 1),
а также весьма точно соответствует границе между двумя типами режимов, получен¬
ными при районировании всей равнины (рис. 3).
Схожи между собой и характеристики режимов, выделяемых для всей равнины
и для данного региона. В пределах области развития режима первого типа (рис. 4)
относительные новейшие опускания, малые абсолютные высоты как базисной (Hmin),
так и вершинной поверхностей (Нтах) не создают условий для заметного развития
экзогенных процессов: характеристики эрозионного расчленения, оползневых явле¬
ний, карста здесь минимальны. Этому способствует и высокая залесенность террито¬
рии. По существу, это режим консервативного развития низменностей в условиях
высокой залесенности. Для второго режима, напротив, характерны значительные
амплитуды новейших поднятий и абсолютные высоты, чему соответствуют повышен¬
ные показатели интенсивности экзогенных процессов, хотя различия в интенсив-
40

ности карста несколько меньше, чем по другим показателям. Меньшая залесенность
возвышенностей, является ли она естественной, или результатом деятельности
человека, также благоприятствует интенсификации эрозионно-оползневых
процессов. Этот режим эрозионно-оползневой денудации активных новейших подня¬
тий, в противоположность первому, можно считать деструктивным.
При разделении территории на три типа (рис. 5) первый из выделяемых режимов -
режим низменностей - оказывается расположенным практически в тех же границах
и обладает такими же характеристиками, что и первый режим в предыдущем случае.
Режим возвышенностей распадается на два отдельных, один из которых (режим 2)
располагается на большей части территории предыдущего второго режима, а другой
(режим 3) занимает часть Мещерской низменности и Среднерусской возвышенности,
а также несколько небольших участков на южной границе территории и по пери¬
ферии Клинско-Дмитровской гряды. Если режим 2 по значениям параметров близок
к режиму возвышенностей предыдущего случая, то режим 3 резко контрастирует как
с тем, так и с другим. Он имеет меньшие амплитуды новейших поднятий и сущест-
41

венно меньшие абсолютные высоты, но при этом максимальную глубину расчле¬
нения, что достигается здесь только за счет резкого снижения базисной поверхности
(Hmin). Таким образом, эрозионное расчленение, вероятно, достигло здесь более зре¬
лой стадии, при которой базисная поверхность приблизилась к уровню поверхности
прилегающей низменности. Кроме того, для этого режима характерна минимальная
залесенность и минимальные среднегодовые осадки. Если в пределах режима 2 высо¬
кая интенсивность экзогенных процессов достигается за счет значительных новейших
поднятий и абсолютных высот рельефа, то в пределах режима 3 такая же и даже
большая интенсивность процессов связана, возможно, с малой залесенностью. Его
можно охарактеризовать как режим зрелой деструкции.
При следующем шаге - выделении четырех режимов - первый и третий режимы
предыдущего варианта остаются почти без изменений, а второй режим разделяется на
два самостоятельных - второй и четвертый. Ко второму режиму (рис. 6) оказалась
42

отнесена возвышенная юго-западная часть территории: Западное плато и часть
Среднерусской возвышенности, к четвертому - Клинско-Дмитровская гряда. Эти два
режима наиболее сильно отличаются по интенсивности карстовых и оползневых про¬
цессов: у четвертого режима они весьма незначительны, у второго столь же интен¬
сивны, как и у третьего. Глубина и густота эрозионного расчленения несколько выше
у второго режима. Если второй режим можно считать режимом комплексной
денудации положительных новейших морфоструктур, то четвертый - режим их пре¬
имущественного эрозионного расчленения. Для обоих характерны высокие значения
залесенности и осадков.
Выше указывалось, что при делении на 2, 3 и 4 кластера результаты не зависят от
положения их начальных центров. Начиная с 5 кластеров, такая зависимость появля¬
ется, и возникает задача выбора того или иного варианта кластеризации. В нашем
случае, при делении Московского региона на пять режимов, три режима на рис. 6,
соответствующие возвышенностям, остаются практически без изменений, а низмен¬
ности разбиваются на два режима. В одном из вариантов, в пределах низменностей
отдельным режимом выделяются области с повышенной интенсивностью карста,
соответствующие участкам карстового режима на рис. ЗБ, в другом разбиение
низменностей происходит несколько иначе и дополнительный режим выделяется
не только по показателю карстовых процессов, К, но и по ряду других - Nt, Hmin,
Р. Однако, в первом случае контрастность режимов низменностей (расстояние между
двумя кластерами в пространстве переменных) больше, чем во втором, а интерпре¬
тация режимов проще. Именно этот вариант (который соответствует условию
максимизации начальных расстояний между кластерами) показан на рис. 7.
В заключение рассмотрим разбиение на шесть режимов, которое также допускает,
по крайней мере, два варианта, соответствующие двум упомянутым способам выбора
начальных центров кластеров. В обоих вариантах в пределах низменностей выде¬
ляется два режима, а в пределах возвышенностей четыре. Оба варианта имеют весьма
определенный смысл, но из-за недостатка места мы покажем лишь один из них
(рис. 8), соответствующий условию максимизации расстояний между начальными
центрами.
Два режима низменностей имеют большое сходство с аналогичными режимами
предыдущего разбиения. Один из них, первый, характеризуется минимальной интен¬
сивностью экзогенных процессов, умеренно низкими осадками и максимальной зале-
сенностью. Это режим весьма консервативного развития рельефа, свойственный
областям относительных неотектонических погружений в данном районе платформы.
Другой режим, развитый в пределах низменностей (пятый) отличается несколько
повышенными, по сравнению с первым, значениями характеристик экзогенных про¬
цессов. Это может быть вызвано как несколько большими максимальными высотами
рельефа (при том, что положение базисной поверхности и амплитуды новейших
движений практически не отличаются от соответствующих значений для первого
режима) так и наибольшими из всех режимов значениями годовых сумм осадков при
чуть меньшей залесенности. Это тоже режим консервативного развития, но со слабой
деструкцией.
Четыре режима возвышенных частей региона образованы из трех режимов
предыдущего варианта не путем разбиения одного из них на два, как это происходило
на предыдущих этапах, а путем большего или меньшего преобразования каждого, что
хорошо видно на рисунке 8. Так, второй режим предыдущего случая пяти режимов
распался на второй, шестой и четвертый режимы, четвертый - на второй и четвертый
и только третий режим претерпел наименьшие изменения - его границы несколько
сузились.
Ко второму режиму (в последнем варианте) относятся наиболее высокие, водо¬
раздельные области с максимально высокой базисной поверхностью. Это режим
интенсивных новейших тектонических поднятий и умеренной комплексной денудации
с относительно неглубоким, но густым расчленением в условиях умеренно повышен-
43

ных осадков и залесенности - режим молодой деструкции. Четвертый режим при тех
же показателях новейших движений характеризуется более низким положением
базисной поверхности и экстремальными для данной территории значениями глубины
и густоты расчленения. Кроме того, залесенность в его пределах несколько ниже
средней. По другим показателям он не сильно отличается от второго режима и свой¬
ственен краевым частям новейших поднятий (Клинско-Дмитровской гряды, Средне¬
русской возвышенности), подвергающимся интенсивному эрозионному расчленению.
По сравнению со вторым - это режим более зрелой деструкции.
Третий режим характеризуется высокими показателями карстовой и оползневой
денудации, минимальными значениями осадков и залесенности. Он сохраняет основ¬
ные черты третьего режима на рис. 5 - режима зрелой деструкции. Базисная поверх¬
ность (Hmin) в его пределах (правобережье Оки в юго-восточной части территории)
достигла уровня прилегающей Мещерской низменности.
44

Рис. 8. Шесть типов экзогеодинамических режимов Московского региона
Шестой режим по показателям экзогенных процессов не сильно отличается от
третьего, но осадки и залесенность в его пределах гораздо выше. Выше, также,
и высоты, особенно минимальные. Его можно считать режимом умеренных поднятий
и расчленения с существенной ролью оползневых и карстовых процессов в условиях
умеренных осадков и повышенной залесенности.
В табл. 2 приведены расстояния между центрами шести кластеров (в пространстве
переменных), показывающие насколько схожи между собой или контрастны соот¬
ветствующие режимы. Очевидно, что наиболее близкими являются два режима
низменностей - первый и пятый. Достаточно близки также второй, четвертый и
шестой режимы. Отметим, что в другом варианте выделения шести режимов области,
занятые именно этими двумя группами, оказываются разбитыми несколько иначе,
хотя многие особенности режимов и их территориального распределения сохраняются
без изменений.
45

Таблица 2
Расстояние между центрами кластеров, соответствующих шести режимам Московского региона
Номера режимов
1
2
3
4
5
2
1.63
3
1.40
1.32
4
1.67
0.80
1.03
5
0.55
1.34
1.31
1.37
6
1.34
0.70
0.91
0.79
1.02
Четыре режима возвышенностей могут быть выстроены в некоторую последова¬
тельность, соответствующую стадиям развития рельефа. Наиболее поднятые, еще
слабо расчлененные территории второго режима - юная стадия; области глубокого
расчленения четвертого и достаточно интенсивной комплексной денудации шестого -
более зрелая стадия; области с интенсивными процессами, но с наиболее низкой
базисной поверхностью третьего режима - наиболее зрелая стадия. То же справед¬
ливо и для трех режимов возвышенностей, выделенных в предыдущем случае.
При дальнейшем увеличении числа режимов разница в их количественных харак¬
теристиках постепенно уменьшается (как и F-отношение), соответственно, умень¬
шается и контрастность режимов. В нашем описании мы остановились на шести
режимах как на варианте, дающем достаточно подробную и в то же время легко
обозримую картину распределения режимов по территории, при том что сами
режимы четко отделяются друг от друга по своему содержанию.
Полученные результаты можно расценивать двояким образом. С одной стороны,
мы получили некоторую классификацию (точнее, несколько вариантов такой клас¬
сификации) множества объектов по комплексу признаков. Поскольку для всех этих
объектов определены географические координаты, такая классификация является
одновременно и районированием территории по тому же комплексу признаков.
С другой стороны, области с относительно однородными значениями признаков,
характеризующих процессы экзоморфогенеза и условия их развития, удобно тракто¬
вать, как области развития того или иного экзогеодинамического режима. Поэтому
такое районирование можно рассматривать как способ выделения экзогеодинами-
ческих режимов, который дает возможность получать их количественные характери¬
стики и пространственное распределение.
Неоднозначность результатов, возникающая на определенном шаге разбиения,
является естественным следствием недостаточно сильного различия районов по вы¬
бранному набору показателей. При районировании, опирающемся не на формальный
метод, а на качественно-интуитивные оценки, исследователь столкнется с той же
неопределенностью в проведении границ районов и необходимостью выбирать тот
вариант из нескольких возможных, который более отвечает его вкусам, или конкрет¬
ным задачам работ. Вместе с тем, при заданном наборе характеристик и приемов
анализа районирование, опирающееся на количественные методы и использование
баз данных, имеет вполне определенные, воспроизводимые результаты.
Заключение
В пределах Московского региона вполне отчетливо выделяются, по крайней мере,
четыре современных экзогеодинамических режима - консервативный режим низ¬
менностей с весьма слабыми показателями экзогеодинамики и три режима возвы¬
шенностей, отличающиеся как набором ведущих экзогенных процессов, так и стадий
деструктивного преобразования новейших положительных морфоструктур. В своих
основных чертах эти два типа режимов соответствуют режимам, выделяемым на
46

данной территории при районировании всей Русской равнины в целом. Это свиде¬
тельствует об устойчивости результатов примененного метода k-средних кластерного
анализа при изменении масштаба исследования. Более дробное деление территории
(на 5 или более режимов) для использованного набора характеристик не столь одно¬
значно и допускает разные варианты.
Экзогеодинамические режимы Московского региона в значительной степени кон¬
тролируются морфоструктурной дифференциацией - важную роль в их особенностях
играют амплитуды неотектонических движений, отражающие интенсивность подня¬
тий. Стадии эрозионной переработки рельефа, с которой в той или иной степени
связано положение вершинной и базисной поверхностей, также являются сущест¬
венной характеристикой некоторых режимов. Количественные показатели интен¬
сивности экзогенных процессов позволяют оценить устойчивость рельефа и актив¬
ность экзоморфогенеза, свойственные тем или иным современным режимам.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Бронгулеев В.Bad. Экзогеодинамические режимы Русской равнины // Геоморфология. 2000. № 4.
С. 11-23.
2. Кофф ГЛ., Петренко С.И., Лихачева Э.А., Котлов В.Ф. Очерки по геологии и инженерной геологии
Московского столичного региона. М.: РЭФИА, 1997. 185 с.
3. Лихачева Э.А., Маккавеев А.Н., Тимофеев Д.А. и др. Геоморфология Москвы по материалам карты
«Геоморфологические условия и инженерно-геологические процессы г. Москвы» // Геоморфология.
1998. № 3. С. 41-51.
4. Бронгулеев В.Bad., Тимофеев Д.А., Чичагов В.П. Геоморфологические режимы // Геоморфология. 2000.
№4. С. 3-10.
5. Казакова Н.М. Основные черты рельефа Московской области // Труды Института географии Академии
наук СССР. 1957. LXXI. М.: Изд-во АН СССР, С. 5-14.
6. Спиридонов А.И., BedencKUH А.И., Немцова Г.М., Cydaiwea И.Г. Комплексное палеогеографическое
районирование Московской области // Геоморфология. 1994. № 3. С. 32-42.
7. Болысов С.К., Рубина Е.А. Современные геоморфологические процессы на территории Московской
области // Геоморфология. 1994. № 3. С. 42-^8.
8. Геоморфология СССР. Равнины европейской части СССР. М.: Наука, 1974. 255 с.
9. Cydatcoea Н.Г., Bedenciam А.И., Немцова Г.М. Устойчивость литолого-палеогеографической основы
природной среды Московского региона. Изв. РАН. Сер. геогр. 1997. № 1. С. 43-53.
10. Геоморфологическая карта СССР в м-бе 1:2 500 000. М.: ГУГК, 1987.
11. Карта новейшей тектоники Северной Евразии в м-бе 1: 5 000 000 / А.Ф. Грачев. М.: ГЕОС, 1997.
12. Бронгулеев В.Bad., Благоволин Н.С., Денисова Т.Б. и dp. Некоторые особенности современной экзогео¬
динамики Русской равнины и вопросы ее картографирования// Геоморфология. 1997. № 3. С. 42-50.
13. Факторный, дискриминантный и кластерный анализ. М.: Финансы и статистика, 1989. 214 с.
14. Боровиков В.П. Популярное введение в программу STATISTICA. М.: Компьютер-Пресс, 1998. 246 с.
15. Бронгулеев В.Bad., Макаренко А.Г. О влиянии неотектонических движений на экзоморфогенез Русской
равнины //Геоморфология. 2000. № 3. С. 3-14.
Институт географии РАН Поступила в редакцию
19.09.2000
EXOGEODYNAMIC REGIMES OF THE MOSCOW REGION
V.Vad. HRONGULEYEV, M.P. ZHIHKOV, A.G. MAKARENKO
Su m m а г у
Recent exogeodynamic regimes in the central part of the Russian Plain - Moscow region - are under consideration.
Their distinguishing is based on k-means method of cluster analysis; different sets of regimes are determined: from two
to six regimes within the region. The quantitative characteristics of regimes and spatial distribution of the latter are
described. Within the accumulative plains the regimes of conservative development are dominant, within the
denudation plains the sequence of regimes may be revealed, which correspond to different stages of erosion
development of landforms. Exogeodynamic regimes of Moscow region are strongly influenced by morphostructural
differentiation: amplitudes of neotectonic movements play significant role in their dictinctions.
47

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№3
июль-сентябрь
2001
УДК 551.4.011
ДИСКУССИИ
© 2001 г. Н.И. НИКОЛАЕВ
О МОЛОДЫХ ДВИЖЕНИЯХ, НЕОТЕКТОНИЧЕСКОМ
И ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОМ ЭТАПАХ РАЗВИТИЯ ЗЕМЛИ
Введение
Новая карта "Новейшая тектоника Северной Евразии" в масштабе 1:5000000 [1]
сопровождается объяснительной запиской [2] и рядом публикаций [3, 4 и др.] Как
карта, так и объяснительный текст к ней вызывают большое количество замечаний,
которые частично изложены мной в специальной статье1. Ниже я продолжаю
критически рассматривать принципиальные вопросы касающиеся, главным образом,
географического цикла наук: этапности развития Земли и ее рельефа, понимания
новейшей тектоники, неотектоники, что имеет значение для определения нижней
стратиграфической границы проявления новейших движений и составления неотекто-
нических карт; необходимости использования географических методов для выявления
молодых - новейших и современных движений и некоторые другие.
В работах А.Ф. Грачева нет определения терминов "неотектоника", "новейшие
движения", "новейший тектонический этап" [3, 4]. Ссылаясь на работы С.С. Шульца,
А.Ф. Грачев отмечает, что единой возрастной границы новейших тектонических
движений для Земли в целом нет, эта граница скользящая [2 с. 7]. В ранних работах
С.С. Шульца вообще нет упоминания о неотектоническом этапе. Этапность и на¬
правленность развития Земли и ее рельефа - один из важнейших вопросов теоре¬
тической геологии и геоморфологии. Им посвящены многочисленные работы как
отечественных, так и зарубежных исследователей. Одна из поздних работ, известных
мне - обобщающая статья В.Е. Хайна и др. [5] по геологии и работы И.П. Герасимова
и Ю.А. Мещерякова по геоморфологии [6 и др.].
Новейшая тектоника и неотектоника
На рубеже XIX-XX веков среди геологов и географов господствовало мнение о
том, что все горы созданы складчатыми процессами [7]. Применительно к Тянь-Шаню
эти представления разделялись и С.С. Шульцем. Позже он доказывал что термин
"новейшая тектоника", которая другими исследователями называлась "молодая",
"современная", обозначает соотношение тектонических и денудационных процессов,
где интенсивность первых преобладает над вторым, вследствие чего и образуется
контрастный горный рельеф [8].
К концу 30-х гг., многими исследователями была осознана ошибочность прежних
представлений о новейшем времени, как о времени тектонического покоя и была
1 "Сравнительный анализ обзорных карт неотектоники Северной Евразии и история их создания"
(в печати).
48

доказана широкая распространенность молодых тектонических движений. Появив¬
шиеся частные обобщения, региональные сводки позволили Г.Ф. Мирчинку в 1936 г.
показать, что в системе альпийской складчатости эти движения выразились в оро-
генических дислокациях. На платформах и в областях герцинских тектонических
сооружений с этим временем совпадает усиление эпейрогенических движений.
В 40-х годах, уточняя понимание кайнозойской тектоники, В.А. Обручев указывал,
что самые молодые (современные) тектонические движения - очень распростра¬
ненное явление. Для их обозначения произвольно употреблялись многочисленные
термины, в которые вкладывался разный смысл. Чтобы устранить этот разнобой,
В.А. Обручев в 1948 г. предложил заменить их новым - "неотектонические" движе¬
ния, существенно повлиявшие на формирование современного рельефа, и доказал это
на многочисленных примерах по территории Азии [9]. Одновременно он предло¬
жил выделить новый раздел геологии "неотектонику", рассматривая ее как учение о
структурах земной коры, созданных самыми молодыми тектоническими движениями.
Развиваясь, проблемы неотектоники превратились в проблемы естествознания, имею¬
щие немаловажное значение для различных разделов наук о Земле и для практики.
Состояние этого учения в настоящее время и его особенности как нового методи¬
ческого направления в науках о Земле, охарактеризованы в ряде моих работ [10, 11].
Показана глобальность и одновременность проявлений молодых тектонических
движений. Это заставило признать их планетарную природу и сходство механизмов их
генерирующих - тектонические движения отражают общие глобальные, глубинные
процессы, которые определяются тепловым режимом земных недр.
В работах С.С. Шульца, посвященных главным образом орогенной области Тянь-
Шаня, под "новейшей тектоникой" подразумевается разновременный процесс выра¬
жения движений через современный рельеф. Для ее определения используется в ос¬
новном геоморфологический критерий; возрастной критерий потерял свое значение.
Термин "новейшая тектоника" по С.С. Шульцу обозначает не возраст тектонического
развития тех или иных структурных форм, а время, когда они получили выраженность
в современном рельефе. Согласно С.С. Шульцу тектонический процесс не имеет ниж¬
ней границы, он начал проявляться в далеком, геологическом прошлом, но, рассмат¬
ривая его как процесс создавший основные черты современного рельефа, можно
определить начало его нижней границы, которая колеблется в широких пределах. Так
как возраст рельефа в значительной мере зависит от ранга (порядка) рельефа и дли¬
тельности его функционирования, ряд исследователей (И.П. Герасимов, Ю.А. Ме¬
щеряков и др.) нижнюю границу новейшей тектоники опускают в мезозой.
Исходя из сказанного, С.С. Шульц формулирует одну из основных задач новейшей
тектоники, а именно: "выяснение связей существовавших между развивающейся
структурой земной коры и ее рельефом" [12]. Признавая важность решения такой
задачи нельзя не отметить, что цель неотектоники иная: на основе изучения форм
рельефа, и указанных связей выявить особенности проявлений тектонических движе¬
ний, тенденций их развития и структурообразования. Неясность в определении тер¬
мина "новейшая тектоника" увеличилась еще более, когда С.С. Шульц отождествил
это понятие с понятием эпейрогенеза, употребив новый термин "новейший эпейро¬
генез" [12]. Многолетняя совместная работа с С.С. Шульцем привела нас к согласо¬
ванному выводу, что ввиду тождественности этимологии терминов "новейшая текто¬
ника" и "неотектоника" они должны рассматриваться как синонимы. К сожалению,
этот вывод отсутствует в работах А.Ф. Грачева. В объяснительной записке к карте
[2] все сводится к рассмотрению только терминов, без анализа понятий и опре¬
делений.
Неотектонический этап развития Земли
О существовании нового цикла, намечающегося с позднего кайнозоя, в альпийском
этапе тектогенеза Евразии и о его возможной самостоятельности, высказывались
многие исследователи еще до выделения новой главы геологии - неотектоники
49

(А.Д. Архангельский, В.А. Николаев, В.А. Обручев, позже Е.Е. Милановский,
В.Е. Хайн и др. [10, 13]). Впервые неотектонический этап тектогенеза был выделен
Н.И. Николаевым в 1952 году первоначально для континентов позже для всей пла¬
неты в целом [И, 14-16].
Новейший тектонический этап надо рассматривать как отрезок времени в геологи¬
ческом развитии Земли, соответствующий позднему кайнозою, когда началась
планетарная (глобальная) активизация тектонических процессов, происходивших
в условиях качественной смены глобальной геодинамической обстановки в позднем
эоцене - начале олигоцена. Активизация выразилась в усложнении структурного
плана литосферы, в новообразовании крупнейших орогенных поясов, проявлении
глыбовых движений, охвативших подвижные и платформенные области. Четко выяв¬
ляется унаследовательность движений. Активизация сказалась на становлении высо¬
чайших горных сооружений, изменении строения земной коры и верхней мантии,
изменении геофизических полей, полей тектонических напряжений, в оформлении
современных контуров континентов и океанов, развитии основной части мировой
системы срединноокеанических хребтов, образовании окраинных морей, глубочайших
океанических впадин и желобов, возрастании общей амплитуды рельефа Земли,
перестройке формы геоида.
Этапу планетарной активизации тектонических движений предшествовало время
относительного их затухания или изменения знака тектонических движений. Напри¬
мер, в геосинклинальных областях (альпийская зона) этот перелом выразился в смене
знака движений, когда на границе эоцена - олигоцена опускания сменились на пре¬
обладающие поднятия. Активизация охватила и ранее консолидированные области
архейской, протерозойской, ранне- и позднекайнозойской и мезозойской складча¬
тости, где раннекайнозойские движения были выражены слабо или не проявлялись
совсем. В близком диапазоне времени к этой границе приурочивается смена знака
движений в платформенных областях.
Неотектонический этап знаменует дальнейшее, необратимое развитие земной
коры, а проявления неотектоники - новые черты этого развития. Весьма схожие с
прошлыми циклами колебательные, глыбовые и горизонтальные движения, складча¬
тость, процессы вулканизма, землетрясения, седиментация, приобретают черты ново¬
го, так как осуществляются в совершенно иной обстановке. Новейший этап характе¬
ризуется коренным изменением крупных участков земной коры, сменой в их пределах
тектонических режимов, формированием новых, ранее или совсем отсутствовавших
или проявлявшихся на ограниченных территориях.
В условиях различной изученности геологического развития регионов, неразра¬
ботанности стратиграфии, неполноты геологической летописи, время появления
неотектоники (движений и структурообразования) не всегда может быть определено
точно. Это объясняется и тем, что максимальные по интенсивности тектонические
движения происходили не только на рубеже эоцена-олигоцена, но и в конце олиго¬
цена, второй половине миоцена - начале плиоцена, во второй половине плиоцена-
плейстоцене и в голоцене. Эти движения сказались не только в формировании
новейших структурных форм или преобразовании ранее существовавших, но и в изме¬
нении геофизического строения Земли и всей природы земной поверхности: рельефа
литосферы, процессов седиментации, климата и его производных - оледенений,
животного и растительного мира, географической зональности в целом (К.К. Марков,
В.Б. Сочава, Д.Д. Квасов, И.Е. Тимашев, Н.И. Николаев [15] и др.). Такая смена
заметно стала проявляться в конце эоцена - начале олигоцена и привела к похоло¬
данию и развитию антарктического ледникового покрова, к понижению температуры
океана. С этим рубежом связывается изменение поля тектонических напряжений
в масштабе планеты, деформация геоида, приспособление его к новому устойчивому
гравитационному равновесию. Поэтому утверждение что нет единой нижней возра¬
стной границы новейших тектонических движений для Земли в целом оказывается не
верным [2, с. 7].
50

Рассматривая место неотектонического этапа развития в геологической истории
Земли, я в 1962 г. показал, что тектонические деформации литосферы происходили на
фоне непрерывных перемещений оси вращения Земли [13]. По мнению Н.М. Стра¬
хова [17] этот факт нельзя игнорировать при изучении тектогенеза и его анализ
становится актуальной проблемой. Имевшиеся в то время материалы (Л.Б. Рухин,
К.К. Марков, Л.С. Лейбензон, М.В. Стовас и др.) убедительно свидетельствовали
о значительных перемещениях оси вращения Земли в неотектонический этап.
Несмотря на схематичность проведенных расчетов, было показано, что:
1) крупные перемещения оси вращения Земли в геологическом прошлом приводи¬
ли к усилению тектонических процессов, глыбовых движений, процессов вулканизма,
землетрясений, значительному увеличению контрастности рельефа;
2) изменение угловой скорости вращения Земли вызвало разрядку напряжений и
приспособление фигуры Земли к новому устойчивому гравитационному равновесию.
В настоящий момент происходит перестройка общей циркуляции атмосферы,
меняется климат в сторону его большей гумидности, смещаются географические
зоны, усиливаются экзогенные рельефообразующие процессы. Более подробно я раз¬
бирал эти вопросы в одной из своих работ почти 40-летней давности [13], и в на¬
стоящее время в нее необходимо внести поправки. Интересную разработку этой
проблемы на основе новейших данных дал Ю.Н. Авсюк [18]. Очевидно этими вопро¬
сами должны заниматься не только геологи, геофизики, но и географы.
Более подробно, с геологических позиций, эта проблема рассматривалась П.Н. Ни¬
колаевым [19 и др.]. При изучении изменчивости во времени поля тектонических
напряжений самого низшего глобального ранга было выявлено, что позднекайно¬
зойское и современное поля тектонических напряжений отличаются от альпийского.
По ряду косвенных признаков в позднекайнозойское и современное время ведущую
роль в развитии тектонических процессов (по крайней мере на континентах) играет
активное сжатие. Это выражается в том, что большая часть континентальных
областей попадает в квадранты сжатия глобального поля напряжений. Широкое
развитие орогенических процессов также свидетельствует о превалировании сжатия
в поле напряжений Земли. На глубинных горизонтах коры в условиях всестороннего
сжатия, ось относительного сжатия оказывается наиболее активной, определяющей
деформацию.
Исследования псефитов в разрезах позволили В.Г. Чернову выполнить рекон¬
струкцию глобальных этапов горообразования и показать, что начиная с конца
эоцена наблюдается резкое, скачкообразное увеличение количества псефитов в гео¬
логических разрезах [20]. Это хорошо коррелирует с проведенными П.Н. Нико¬
лаевым геодинамическими реконструкциями для ряда районов. С концом эоцена
можно связать начало функционирования новых тектодинамических систем для
Средней Азии и Кавказа. Можно считать, что глобальный импульс орогенических
процессов, выявленный по резкому увеличению содержания псефитов в разрезах
континентов, совпадает с перестройкой глобального поля напряжений и знаменует
собой начало новейшего тектонического этапа Земли. Построения П.Н. Николаева
подтверждаются данными карты новейшей тектоники Мира [21] и многочисленными
геологическими и геоморфологическими материалами.
В.Г. Чернов выделил этапы резкого усиления псефитообразования, отвечаю¬
щие периодам активизации орогенических движений продолжительностью от 40 до
85 млн. лет, разделенные интервалами примерно той же длительности аномально
пониженного (относительно среднего уровня) псефитообразования (анорогенные
эпохи). Оказалось, что максимумы приходятся на поздний кембрий - ранний ордовик;
девон; средний карбон - ранний триас; юру; поздний эоцен - антропоген.
Учитывая это, а также связь активных сжимающих усилий с областями восходящих
новейших тектонических движений, можно считать, что в эти же этапы сжимающие
усилия преобладали в глобальном масштабе. Таким образом, перестройки глобаль¬
ного поля напряжений играли заметную роль в тектоническом развитии Земли.
51

Характерная черта новейшего тектонического этапа - качественная перестройка
глобальной геодинамической обстановки, которая произошла в конце эоцена или на
границе эоцена и олигоцена. Именно этот возрастной рубеж и должен учитываться
при составлении обзорных карт неотектоники. При этом необходимо принимать во
внимание региональные особенности времени становления современного рельефа
и выраженность в нем тектонических движений. Все сказанное подтверждает выводы,
сделанные ранее [10, 13, 22].
Таким образом, тектоническая активизация на планете в целом произошла на про¬
тяжении довольно небольшого интервала времени. Глобально проявившиеся текто¬
нические движения, отразились в рельефе поверхности Земли. Однако эта активи¬
зация не может быть выявлена на основании только геоморфологических критериев
или только критерия "структурного новообразования". Следует брать комплекс при¬
знаков, которые будут по-разному проявляться у геологических тел разных рангов и
прошедших различный путь развития. Поэтому используемые нами критерии будут
выражаться в разных сочетаниях энергии тектонических процессов, типов дефор¬
маций, напряжений и тектонических движений.
Новейший тектонический этап связан с позднекайнозойской активизацией планеты
в целом и является проявлением определенного скачка в развитии Земли. Он сопро¬
вождается изменением формы геоида, ротационного режима, геофизических полей,
напряженности деформированного состояния литосферы и других факторов. Свою
роль сыграла и специфика различных сегментов земной коры (Тихоокеанского,
Индо-Атлантического), прошедших свой индивидуальный путь развития, на что ука¬
зывалось задолго до работ А.Ф. Грачева. Поэтому для составления обзорных
карт неотектоники крупных территорий необходимо принимать во внимание зако¬
номерности, выявленные при анализе карты новейшей тектоники всей планеты
в целом.
Таким образом можно полагать, что современное поле напряжений земного шара
в своей основе имеет ротационную природу и характеризуется субмеридиональным
сжатием и субширотным растяжением, вызванным "полюсобежным" смещением
литосферы [19]. При этом должно происходить как бы "сплющивание" земного шара
с полюсов и "вспучивание" его в экваториальной части, сопровождающееся рас¬
крытием (раздвигом) планетарных разрывных нарушений и субмеридианальным
сжатием орогенных областей. Такое изменение поля напряжений Н.И. Николаев
связывал с ускорением вращения земного шара [10, 11, 22]. Смена напряженного
состояния Земли произошла между современным и альпийским этапами ее развития.
Есть все основания считать, что изменение глобального поля напряжений соответ¬
ствует началу новейшего этапа развития Земли. Однако на региональном уровне, как
для континентов, так и дна морей и океанов, вследствии указанных выше причин
(неразработанность стратиграфии, неполнота геологической летописи и др.), эта
граница является "скользящей" метахронной [10, 11, 21 и др.].
Геоморфологический этап развития земли
Почти 40 лет назад, для Физико-Географического атласа Мира, используя морфо¬
структурный анализ рельефа, основанный на сопоставлении орографических особен¬
ностей земной поверхности, с ее геологической структурой, были составлены раз¬
личные геоморфологические карты [23]. Руководители работ, И.П. Герасимов
и Ю.А. Мещеряков, изучая реликты древних поверхностей выравнивания, распростра¬
ненные на всех материках, ввели в науку понятие о "геоморфологическом этапе"
развития рельефа [24]. Рассматривая рельеф и геологические структуры в их разви¬
тии, они выделили: древнюю тектонику (до Mz), новую тектонику (Mz-Kz) и новей¬
шую тектонику (N-Q). Формирование современного лика Земли, по их мнению,
происходило на протяжении значительной части мезозойской эры и кайнозоя.
52

В последующие годы авторы этого термина уточнили представления о геомор¬
фологическом этапе. Формирование главных черт современного рельефа началось,
по их мнению, с постепенного развития молодых платформ, соединявших древние
материковые ядра, выраженные в виде щитов и плит. В Евразии древние Восточно-
Европейская и Сибирская платформы соединились друг с другом молодыми Западно-
Сибирской, Туранской и Западно-Европейской платформами. Важную роль сыграло
развитие молодых гор и межгорных впадин, сформированных мезо-кайнозойским
орогенезом, а также возрождение древних горных сооружений предшествующих
орогенных этапов. Параллельно разрастались и углублялись океанические впадины,
поглощавшие некоторые части древних материков. Распалась Гондвана и обра¬
зовались впадины Атлантического и Индийского океанов. Тогда же критические
замечания и возражения против такого сценария были высказаны В.Е. Хаиным
и Н.И. Николаевым. Представления о геоморфологическом этапе И.П. Герасимов
дополнил выводом о существовании в его пределах трех главных циклов [25, 26].
В первый макроцикл формировалась базальная поверхность выравнивания или гло¬
бальный пенеплен мезозойского (юра-мел) возраста. Он подвергся преобразова¬
ниям последующими тектоническими и денудационными процессами, но отдельные
его фрагменты сохранились на всех континентах на разных гипсометрических
уровнях.
Второй макроцикл - цикл формирования денудационно-ярусного (в возвышенных
районах) и аккумулятивно-пластового (в пониженных районах) рельефа начался еще в
палеогене и продолжался в течение длительного времени. Для него характерны
общая тектоническая динамичность земной поверхности и прерывистый ход процес¬
сов денудации и аккумуляции, обусловленный фазами усиления или ослабления тек¬
тонической активности земной коры. Тектоническая динамичность земной поверх¬
ности (ее напряженность) возрастала до своего максимума в конце неогена - начале
четвертичного периода.
Третий макроцикл террасового геоморфологического развития связывается
с крупными палеогеографическими событиями: развитием покровных оледенений и
периодическими эвстатическими колебаниями уровня Мирового океана. В это время
образовались большие участки ледниковых и водноледниковых форм рельефа.
В речных бассейнах формировались аккумулятивные террасы, возникали аллю¬
виально-озерные равнины.
В своих работах И.П. Герасимов и Ю.А. Мещеряков неоднократно подчеркивали,
что термин "неотектоника" более узок по содержанию, а "неотектонический этап"
охватывает меньший период времени, чем "геоморфологический этап". Это не экви¬
валентные понятия. Исторический рубеж, приходящийся на конец полеозоя-мезозоя,
в целом имеет большее значение, чем рубеж приуроченный к неоген-четвертичному
времени, с которым первоначально связывали проявления неотектоники.
При разработке понятия "геоморфологический этап" были использованы аргумен¬
ты, соответствующие представлению того времени. В настоящее время, они пришли
в противоречие с современными представлениями о начале проявления молодой
тектоники и ее влиянии на рельеф поверхности Земли, как в пределах суши, так и
дна морей и океанов. Применение новых комплексных методов позволило значи¬
тельно понизить стратиграфическую границу проявлений неотектоники и уверенно
выделить особую "неотектоническую" стадию развития Земли (см. выше), явив¬
шуюся результатом длительного догеологического и геологического развития нашей
планеты.
Поэтому не все три макроцикла могут быть связаны с "геоморфологическим"
этапом. Два последних: цикл "формирования денудационно-ярусного и аккумуля¬
тивно-пластового рельефа", который начался в палеогене и макроцикл "террасо¬
вого геоморфологического развития", проявившийся в неоген-четвертичное время,
теперь правильнее связывать с неотектоническим этапом развития земной поверх¬
ности.
53

Об использовании геоморфологических и географических методов
при составлении карт неотектоники
Говоря о методах составления карт Северной Евразии, А.Ф. Грачев [2-4] не
упоминает геоморфологические и географические (ландшафтные) методы изучения
новейших тектонических движений. Как известно все они основываются на пред¬
ставлении, что рельеф земной коры является результатом взаимодействия экзо- и
эндогенных процессов. В ряде случаев можно установить почти полное соответствие
орографии и тектонической структуры, как в горных странах, так и в платформенных
областях.
Геоморфологических методов, способных восстановить или обнаружить новейшие
тектонические движения - множество. Прежде всего, это разнообразные методы
анализа морфологических данных: структуры гидрографической сети, продольных
профилей рек, определение коэффициента заболоченности, количественный анализ
ориентировки речных долин, определение коэффициента извилистости рек, изучение
речных долин и типов речных и морских террас, их изменение в пространстве
и мн. др.
По всем геоморфологическим данным составляются специальные морфометри¬
ческие карты и картограммы. Их анализ в комплексе с данными геологии, геофизики,
географии, геодезии позволяет выявить неотектонические движения земной коры
и в ряде случаев наметить положение локальных новейших структур. Аналогичные
результаты дает применение батиметрического метода, заключающегося в изучении
подводного рельефа с учетом данных геофизики, геологии дна морей и берегов.
Подобным вопросам посвящена огромная литература. И я не сомневаюсь в том,
что авторы исходных макетов карт, использующихся А.Ф. Грачевым, ее также учиты¬
вали. Поэтому вызывает недоумение: 1) почти полное отсутствие ссылок на много¬
численные работы авторитетных исследователей, 2) не рассмотрены геоморфоло¬
гические методы (морфоструктурный, морфологический, морфометрический и др.).
Основанием такого подхода явилось то, что по А.Ф. Грачеву понятия морфоструктура
(отчасти структурная геоморфология) давно потеряли свою определенность, с чем
совершенно нельзя согласиться [27, 28 и др.].
Многочисленными исследователями было показано, что преобладающая часть
морфоструктур одновременно является и неотектоническими структурами. Поэтому
у географов часто наблюдается смешение целей и задач структурной геоморфологии
и неотектоники.
Проблема связи рельефа с геологическим строением в геоморфологии рассматри¬
вается очень давно. Она переросла в различные самостоятельные отрасли наук
о Земле. К ним относятся: учение о морфоструктурах (И.П. Герасимов, Ю.А. Меще¬
ряков, В.А. Варсанофьева, С.К. Горелов, С.С. Коржуев, Н.Г. Чижова, И.К. Волчан-
ская и мн. др.); геоморфоструктурный анализ (Г.И. Худяков и др.) с целью изучения
геоморфологической формы и конформного ей содержания (структуры и вещества)
в их генетической нераздельности; геоморфотектоника (Б.Л. Дичков), когда геомор¬
фология в едином представлении охватывает не только форму рельефа, но и близ¬
кую ей структуру, превращаясь, таким образом в геоморфотектонику, которая, по
Б.Л. Личкову, должна заменить современную геотектонику и геоморфологию,
отличающиеся недостаточно широким диалектическим охватом и однородностью;
морфологический анализ топографических карт (В.П. Философов), позволяющий
выявлять, как региональные, так и локальные тектонические структуры и, создавшие
их, новейшие движения земной коры. Напомню, сам метод заключается в графиче¬
ском разложении, на составные части рельефа, изображенного на топографических
картах горизонталями и составлении специальных карт, получивших особые назва¬
ния: остаточного рельефа, вершинных поверхностей, базисных поверхностей и др.
Полученные данные геологически интерпретируются и составляется итоговая текто¬
ническая схема.
54

В литературе бытуют и такие термины, как тектоорогения (В.Г. Бондарчук),
тектономорфология (Г.Н. Каттерфельд) и др.
Многие из указанных терминов действительно потеряли свою определенность;
другие стали терминами свободного пользования. Однако в ряде работ, авторы,
используя геоморфологическую терминологию, особо оговаривают свое отношение
к ней и понимание содержания терминов. Такие работы представляют большой
интерес при составлении карт неотектоники. Хорошим примером может служить
морфоструктурная карта Урала в м-бе 1:1000000 под редакцией Н.Г. Чижовой
[29, 30].
Игнорирование этого материала отрицательно сказалось на содержании карты
новейшей тектоники Северной Евразии. В частности совершенно пропали кольцевые
структуры, очень тщательно выявленные работами Н.Г. Чижовой и др. авторами. Не
используются А.Ф. Грачевым и многочисленные работы и карты В.В. Соловьева по
всей территории Евразии [31 и др.], Д.П. Резвого для Тянь-Шаня, зарубежных авторов
для всей поверхности Земли (В. Клейн) и мн. др. Вообще ничего не говорится о мор-
фоструктурах центрального типа. Я считаю это крупным недостатком новой карты,
методики ее составления, а также объяснительного текста.
Изучение неотектоники в последние годы, привело к выводу об очевидной неодно¬
значности соотношений новейших и древних структур, и обусловленных ими форм
рельефа, весьма по-разному сочетающихся с общим структурным планом. Наряду
с полным унаследованием древних форм, нередки примеры частично унаследованного
развития, а также весьма значительной структурой перестройки на новейшем этапе
развития.
На космических снимках сильно переработанные и в силу этого замаскированные
элементы древних структурных форм "просвечивают" сквозь современный рельеф.
Неотектонические движения, структуры и обусловленный ими рельеф поверхности,
наследуют некоторые из них и представляют как бы интегральный эффект воздейст¬
вия различных горизонтов литосферы (В.И. Макаров, Н.И. Николаев).
При рассмотрении связи неотектоники с геологическим строением, рельефооб-
разованием, осадкообразованием, магматизмом и другими явлениями необходимо
помнить о принципе унаследованности, разработанном в геотектонике Н.С. Шатским,
А.Л. Яншиным, А.В. Пейве и др. Приходится отметить, что на новой карте Северной
Евразии этот принцип учитывается далеко не в полной мере. Не имея возможности
более подробно останавливаться на этой проблеме, я отсылаю читателя к работам
Н.И. Николаева и др. авторов [10, 22, 32], где эти вопросы подробно освещены.
Заключение
Изложенный выше материал позволяет утверждать, что в развитии Земли и ее
рельефа, приоритетное значение имел неотектонический этап развития. За это
время проявились новые тектонические режимы, изменилось геофизическое строение
земной коры и верхней мантии, сформировались современные геофизические поля,
произошли усложнение и переработка ранее созданных структурного плана и релье¬
фа земной поверхности. Изменился характер глобальных тектонических напряжений,
что повлияло на морфологию геоида и вызвало деформацию в структуре текто-
носферы, где стали преобладать блоково-глыбовые и сводово-глыбовые движения.
На формирование рельефа поверхности Земли тектонические напряжения влияли
поэтапно.
Можно высказать недоумение, что авторами большого труда [1-3] не использо¬
валась обширная литература, где эти вопросы подробно анализировались и делались
выводы, с которыми можно было соглашаться или не соглашаться. А.Ф. Грачев не
только не стал дискутировать, а вообще не упоминает эти работы, которые отсут¬
ствуют в обширных списках литературы [2, 3], насчитывающих многие сотни на¬
званий. В частности отсутствуют работы коллектива Лаборатории неотектоники
55

и сейсмотектоники МГУ, внесшей большой вклад в развитие неотектоники как новой
самостоятельной главы геологии, созданной академиком В.А. Обручевым [33, 34]
и его учениками. Неотектонику мы понимаем, как направление в геотектонике,
изучающее все типы тектонических движений и динамических процессов (в том числе
планетарные) развития Земли и отражение их в рельефе ее поверхности, продолжаю¬
щиеся с позднего кайнозоя по настоящее время (см. выше).
В неотектонике последних лет появились новые направления (региональная, актуа-
тектоника, сейсмотектоника, историко-палеогеографическое, структурно-морфо¬
логическое, экологическое и др.). Проблемы неотектоники превратились в проблемы
естествознания, имеющие достаточно большое значение для различных разделов наук
о Земле и для практики. Объекты ее изучения стали несравненно сложнее. Они тесно
связаны с познанием физики Земли и требуют применения точных количественных
методов.
Выделявшийся И.П. Герасимовым и Ю.А. Мещеряковым геоморфологический
этап развития рельефа, в связи с новыми достижениями в неотектонике, потерял свое
значение. Хочется напомнить, что геотектоническая гипотеза развития земной коры
и геоморфологическая гипотеза развития рельефа Земли должны представлять две
стороны единой теории Земли, разработка которой составляет насущную задачу
науки [13, с. 324-330] и будет продолжаться еще длительное время.
Не подлежит сомнению, что неотектоника, определила характер и особенности той
природной среды, в которой существует и трудится человечество. Это объясняет ак¬
туальность дальнейшего изучения молодых движений, их анализа, обобщения данных
по неотектонике и современной геодинамике, намеченных в многочисленных работах
многих авторов и использования выводов этих работ в практических целях.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Новейшая тектоника Северной Евразии. М. 1:5000000 / А.Ф. Грачев. М.: ВИЭМСиН, 1997.
2. Новейшая тектоника Северной Евразии. Объяснительная записка к карте. / А.Ф. Грачев. М.:
ВИЭМСиН, 1998. 147 с.
3. Грачев А.Ф. Основные проблемы новейшей тектоники и геодинамики Северной Евразии // Физика
Земли. 1996. № 12. С. 5-36.
4. Грачев А.Ф. Карта новейшей тектоники Северной Евразии // Разведка и охрана недр. 1996. № 10.
С. 2-7.
5. Ханн В.Е., Сеславинский К.Б., Кузнецов Н.Б. Геологическая цикличность Земли-// Атлас временных
вариаций природных, антропогенных и социальных процессов. Т. 2. Циклическая динамика в природе
и обществе. М.: Научный мир, 1998. С. 21-27.
6. Герасимов И.П. Новые пути в геоморфологии и палеогеографии. М.: Наука, 1976. 400 с.
7. Николаев Н.И. История развития основных представлений в геоморфологии (очерк первый) / Очерки
по истории геологических знаний. Вып. 6. М.: Изд-во АН СССР, 1958. С. 3-96.
8. Шульц С.С. Анализ новейшей тектоники и рельеф Тянь-Шаня. М.: ОГИЗ. Госиздат. Геогр. лит., 1948.
222 с.
9. Обручев В.А. Избранные работы по географии Азии. Т. 2. М.: Госиздат. Геогр. лит., 1951. 398 с.
10. Николаев Н.И. Новейшая тектоника и геодинамика литосферы. М.: Недра, 1988. 491 с.
11. Николаев Н.И. Неотектоника и современная геодинамика на рубеже столетий // Геотектоника. 1996.
№ 4. С. 79-88.
12. Шульц С.С. Тектоника земной коры (на основе анализа новейшей тектоники). Л.: Недра, 1979. 272 с.
13. Николаев Н.И. Неотектоника и ее выражение в структуре и рельефе территории СССР. М.:
Госгеолтехиздат, 1962. 392 с.
14. Николаев Н.И. ^Геотектонический этап развития земной коры / Методическое руководство по изучению
геологической съемки четвертичных отложений. Ч. 1. М.: Госгеолтехиздат, 1954. С. 285-301.
15. Николаев Н.И. Неотектоника и сквозная география / Теоретические и методические проблемы
палеогеоморфологии. М.: Изд-во МГУ, 1987. С. 6-20.
16. Николаев Н.И. О новом тектоническом этапе развития земной коры // Бюлл. МОИП. Отд. Геол. 1952.
Т. 27. Вып. 2.
17. Страхов ИМ. Типы климатической зональности с послепротерозойской истории Земли и их значение
для геологии // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1960. № 3. С. 12-18.
56

18. Авсюк Ю.Н. Приливные силы и природные процессы. М.: ОИФЗ РАН, 1996. 188 с.
19. Николаев П.Н. Методика тектодинамического анализа. М.: Недра, 1992. 295 с.
20. Чернов В.Г. Псефиты в геологической истории Земли: Автореф. дис. ... докт. геол.-минерал, наук. М.:
МГУ, 1980.50 с.
21. Новейшая тектоника континентальных переходных и океанических областей Земли. Объяснитель¬
ная записка к карте новейшей тектоники Мира. М. 1:15000000 / Николаев Н.И., Кузнецов 10.Я.,
Наймарк А.А. М.: ВНИИЗарубежгеология, МГУ, 1984. 110 с.
22. Николаев Н.И. Состояния и перспективы развития неотектонического направления в науках о Земле //
Вести. МГУ. Сер. 4. Геология. 1991. № 6. С. 22-32.
23. Физико-Географический атлас Мира. М.: ГУГГК СССР, 1964.
24. Герасимов И.П., Мещеряков Ю.А. Геоморфологический этап в развитии Земли // Изв. АН СССР. Сер.
геогр. 1964. №6. С. 3-12.
25. Герасимов И.П. Три главных цикла в истории геоморфологического этапа развития Земли / Новые пути
в геоморфологии и палеогеографии. М.: Наука, 1976. С. 264-275.
26. Герасимов И.П., Сидоренко А.В. О карте поверхностей выравнивания и кор выветривания территории
СССР / Новые пути в геоморфологии и палеогеографии. М.: Наука, 1975. С. 275-285.
27. Николаев Н.И. О содержании и основных задачах геоморфологии // Геоморфология. 1976. № 4.
С. 23-45.
28. Николаев Н.И. О сущности комплексных исследований в геоморфологии и перспективах их даль¬
нейшего развития // Бюлл. Геол. Ин-та. Т. XXII. Исследования четвертичного периода в Польше.
Варшава: 1981. 35 с.
29. Морфоструктурная карта Урала. М. 1:1000000 / Н.Г. Чижова. М.: Мин. геол. СССР, ВСЕГЕИ, 1983.
5 л.
30. Чижова Н.Г. Объяснительная записка к морфоструктурной карте Урала. Л.: ВСЕГЕИ, 1987. 61 с.
31. Карта морфоструктур центрального типа территории СССР. М. 1:10000000 / В.В. Соловьев. М.:
ВСЕГЕИ, 1975.
32. Айзберг Р.Е., Гарецкий Р.Г. Наследование и новообразование в платформенных структурах запада
Русской плиты / Проблемы унаследованности тектонических структур в Прибалтике и Белоруссии.
Таллинн: АН ЭстССР, 1979. С. 5-12.
33. Николаев Н.И. Неотектоника - направление, заложенное академиком В.А. Обручевым // Изв. АН
СССР. Сер. геол. 1989. № 1. С. 24-32.
34. Идеи акад. В.А. Обручева о геологическом строении северной и Центральной Азии и их дальнейшее
развитие. К столетию со дня рождения 1863-1963. М.-Л.: Наука, 1963. 221 с.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факул ьтет 03.10.2000
YOUNG MOVEMENTS, NEOTECTONIC AND GEOMORPHOLOGIC STAGES
OF THE EARTH’S EVOLUTION
N.I. NIKOLAYKV
Summary
The author’s conception on the content of the terms "neotectonics" and "neotectonic stage" is described. The
criticism on the explanatory volume to the new map "Neotectonics of the Northertn Eurasia" is given. The author
emphasizes the importance and relevance of neotectonic stage problems.
57

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№3
июль-сентябрь
2001
ПРИКЛАДНАЯ ГЕОМОРФОЛОГИЯ
УДК 551.438.5 : 625.74(571.121)
© 2001 г. В.И. ЕВДОКИМОВ
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОЕ ПЛАНОГРАФИРОВАНИЕ
Метод и его применение
Предпосылки. В настоящее время массовое строительство многочисленных круп¬
ных, промышленных и транспортных объектов в Российской Федерации приоста¬
новлено. Усилия строительных и эксплуатационных организаций направлены, глав¬
ным образом, на поддержание в рабочем состоянии имеющихся объектов и строи¬
тельство небольших объектов, ориентированных на потребителя. В связи с этим
происходит смещение центра тяжести инженерно-геоморфологических работ от
работ по выбору оптимального местоположения объекта к работам по приспособ¬
лению существующего объекта к вмещающей его геоморфологической среде. Тен¬
денция к этому проявилась ранее, так как возможности выбора давно стали ограни¬
ченными.
Фактически эта тенденция означает укрупнение масштаба геоморфологических ис¬
следований и постепенное включение в них технологических вопросов, то есть, дей¬
ствия по созданию и постоянному поддержанию деятельности природно-технической
системы (ПТС) "объект - геоморфологическая среда". При этом сам объект с точки
зрения геоморфологии должен рассматриваться как форма рельефа. Исследования
в данном направлении ведутся [1-3], но их недостаточно. Дело в том, что изучение
ПТС "объект - геоморфологическая среда" подразумевает изучение специалистами
в области геоморфологической среды объекта, и наоборот. Но если стремление
включить объект в геоморфологические исследования есть, то стремления включить
среду в инженерное дело нет. Факт существования геоморфологической среды лишь
констатируется. В частности, распространенной причиной правильных, но недоста¬
точных инженерных решений являются:
- неочевидность для инженеров опасности геоморфологических процессов - долго
подготавливаемых и резко проявляющихся;
- представление о том, что грамотно возведенный инженерный объект будет нахо¬
диться в стабильном и безопасном состоянии.
Необходима разработка новых методов инженерной геоморфологии, направлен¬
ных на соединение усилий технологов и геоморфологов при формировании ПТС
"объект - геоморфологическая среда". Основой таких методов должно быть:
1. Рассмотрение инженерного объекта как формы рельефа.
2. Доведение инженерно-геоморфологических результатов до уровня технических
решений.
3. Наглядность и простота восприятия результатов.
58

Технические решения: проектные и дополнительные
Инженерная нагрузка
Геоморфологическая среда
Г еоморфологическая
нагрузка:
морфологическая
геодинамическая,
морфометрическая,
геоэкологическая
и др.
Линейный объект: автомобильная и железная дороги,
трубопровод, берегоукрепление.
Геоморфологическая среда
Технические решения: проектные и дополнительные
Инженерная нагрузка
Рис. 1. Принципиальная схема инженерно-геоморфологического плана линейного объекта
Организационно-прикладная схема. Вышеназванным требованиям отвечает разра¬
ботанный нами метод инженерно-геоморфологического планографирования. В осно¬
ве метода - составление инженерно-геоморфологического плана линейного инженер¬
ного объекта в геоморфологической среде (рис. 1).
Масштаб плана может быть любым, таким, какой необходим для каждого данного
случая. Он определяется размером демонстрационного листа (наиболее нагляден
формат А4) и шириной линейного объекта. Например, ширина автомобильной до¬
роги 1 категории (проезжая часть плюс обочины) при количестве полос движения
4 составит 22,5 м [4]. На широко распространенных обще географических картах
м-ба 1 : 200000 это составит 0,011 см, на карте м-ба 1 : 10000 - 0,22 см. На таких картах
можно показать характеристики геоморфологической среды: морфогенетическую,
структурную, густоту и глубину расчленения рельефа и др. [5]. Но того, что проис¬
ходит непосредственно на дороге, показать нельзя.
На плане м-ба 1 : 1000 эта автомобильная дорога будет иметь ширину 2,25 см и
в то же время ее длина на листе формата А4 составит 25 см, то есть отрезок дороги,
показанный на плане может составить 250 м. На планах таких масштабов можно
показать то, что происходит на дороге, и это будет наглядно.
План является главной составной частью метода. В зависимости от поставленной
задачи планы могут быть инженерно-геодинамическими, инженерно-морфометриче¬
скими и т.д. (рис. 1). При этом в середине плана находится объект - форма рельефа
(геоморфологическая нагрузка), а обрамляют его инженерная информация (инженер¬
ная нагрузка).
В целом операции инженерно-геодинамического планографирования таковы:
- комплексное геоморфологическое обследование объекта и вмещающей его
территории;
- составление инженерно-геоморфологических планов;
- проведение инженерно-геоморфологического анализа;
- разработка технических решений;
- введение результатов в географическую информационную систему (ГИС)
"Объект".
Последовательность ознакомления с результатами планографирования в ГИС
представлена на рисунке 2. Она не является окончательной и может корректиро¬
ваться, но это необходимо проводить на стадии постановки задачи.
Принципиально для инженерно-геоморфологического планографирования не мо¬
жет быть ограничений - ни по району работ, ни по характеру инженерного объекта.
Методика может применяться уже сейчас к любым линейным объектам (рис. 1). Что
касается площадных инженерных объектов, то здесь прежде необходимо решить
трудную задачу наглядного совмещения геоморфологической и инженерной инфор-
59

Выходные данные о работе
Местоположение объекта в природной
среде. Выбор интересующего участка
Фотографии, рисунки, основные данные
по объекту на участке
Инженерно-геоморфологический план.
Условные обозначения
Проектные решения: чертеж,
текст.
Дополнительные технические решения
по стабилизации объекта. Эскиз, текст.
Рис. 2. Результаты инженерно-геоморфологического планографирования в ГИС
мации. Тем не менее, площадной объект уже сейчас можно характеризовать по сетке
линий, например, улицы в населенном пункте.
Спектр интересов инженерной геоморфологии весьма широк, и инженерно¬
геоморфологическое планографирование может быть применено при характеристике
рельефа в связи с: химическим загрязнением прилегающей полосы автомобильных
дорог, снегозаносимостью железных дорог, просадками по трассам трубопроводов,
оценкой эффективности берегоукреплений и т.д.
Инженерно-геоморфологическое планографирование - это особое направление
инженерной геоморфологии, предназначенное для получения оперативной и нагляд¬
ной информации о состоянии инженерного объекта в геоморфологической среде,
основанное на инженерно-геоморфологических планах и инженерно-геоморфоло¬
гическом анализе.
Инженерно-геодинамическое планографирование внутрипромысловых
автомобильных дорог Бованенковского газоконденсатного месторождения
полуострова Ямал
Общая характеристика объекта. Полный цикл инженерно-геодинамического
планографирования был проведен нами на Бованенковском газоконденсатном место¬
рождении (БГКМ) полуострова Ямал. БГКМ расположено по обоим бортам р. Сеяхи
(Мутной) в ее нижнем течении. Основные геоморфологические элементы террито¬
рии БГКМ следующие: пойма, надпойменная терраса, склоны, озерные котловины.
Объектом планографирования были насыпи автомобильных дорог.
60

ON
ю
Рис. 3 в

Насыпи общей длиной 70,0 км существуют на БГКМ 5 лет. Они сложены местнымр1
грунтами - пылеватыми песками, имеют высоту обычно 2,0 м и заложение откосов
1:3. На отдельных участках насыпи армированы обоймами из геосинтетического
материала.
В целом насыпь представляет собой искусственную, линейно вытянутую чужерод¬
ную форму рельефа барьерного типа. Она используется для проезда автомобильного
транспорта главным образом в зимнее время.
Насыпи во многих местах деформированы. На них происходит сложное взаимо¬
действие геодинамических процессов, характерных для насыпи и природной среды
в целом. Оптимальные способы поддержания устойчивости насыпей автомобильных
дорог в условиях центрального Ямала еще не разработаны.
Схема проведения инженерно-геодинамического планографирования насыпей
была разработана по результатам исследований 1994 г. [6]. Во время съемки 19 марш¬
рутами было покрыто около 40 км насыпей автодорог БГКМ. Планографирование
производилось на 11 репрезентативных участках суммарной длиной 7630 м. Основные
результаты планографирования были представлены в Атласе типовых участков
насыпей. Примеры инженерно-геодинамических планов приведены на рис. 3.
Краткий инженерно-геоморфологический анализ
Насыпи подвергаются активному воздействию геодинамических процессов. Базо¬
выми, стимулирующими и другие процессы, являются склоновые. В первую очередь
это образование трещин отседания вдоль обочин (рис. 4). Благодаря им обособляются
отдельные блоки грунта объемом 0,1-0,3 м3, которые смещаются к подножию насы¬
пи и дезинтегрируются. Трещины отседания стимулируют эрозионно-суффозионные
явления, а также способствуют повышению темпов переработки откосов насыпей
в местах обводнения.
На откосах повсеместно развиты процессы плоскостного смыва. Дерновый по¬
кров на них создается ромашкой и овсяницей красной, распространяющимися само¬
севом.
Процессы эрозии выражены на насыпях в нескольких формах. Борозды, возни¬
кающие на обочинах, часты, расстояние между ними иногда составляет один метр.
Максимальная их длина 2,0-2,5 м, глубина 20^30 см. Колейные борозды развиты
по поверхностям насыпей, пересекающих склоны. Имея глубину 10-15 см, ширину
до 40 см, колейные борозды тянутся по насыпям на 30-80 м и разгружаются либо
на поверхности насыпи, образуя расплывчатые в плане конусы выноса, либо в про¬
моины. Промоины - наиболее разнообразны. Их длина составляет 2,0-8,0 м, глуби¬
на - от 0,2 м в вершинной части до 2,0 м - в устьевой. В широких пределах изменяется * 1Рис. 3. Инженерно-геоморфологические планы репрезентативных участков насыпей автодорог БГКМ (м-б
1 : 2000) при пересечении: Л - насыпью поймы р. Сеяхи (Мутной), Б - урочища Ламдонгумнгыне, В - пой¬
менного озера
Формы рельефа. Естественные: I - пойма, 2 - склоны, 3 - озерная котловина, 4 - уклоны местности
{а - наклонная поверхность, 6 - плоская). Искусственные: 5 - насыпь автомобильной дороги - откосы
и поверхность.
Геодинамическис процессы, характерные: для природной среды. 6 - сезонное промерзание и оттаивание
грунтов, 7 - заболачивание; для дорожной насыпи. Склоновые: 8 - начальная дефлюкция, 9 - образование
трещин отседания, 10 - обрушение блоков грунта. Эрозионные (образование и рост): 11- борозд, 12 - про¬
моин, 13 - колейных промоин, 14 - перехватов. Суффозионные: 15 - образование суффозионных просадок,
16 - формирование устьев суффозионных каналов. Ветра-волновые: 17 - образование клифа, 18- образо¬
вание береговой отмели. Стимулированные проложением дорожной насыпи: 19 - переотложение грунта,
20 - озера.
Специальные геотехнические конструкции. 21 - вскрытая поверхность обоймы из геосинтетического мате¬
риала.
Принципиальные технические решения по обеспечению устойчивости автомобильных дорог: 22 - проект¬
ные. Дополнительные: 23 - противоэрозионные, 24 - противоабразионные
63

Рис. 4. Трещины отседания - условие обособления и обрушения блоков грунта насыпи и развития
эрозионно-суффозионных процессов
и их поперечный профиль: от V-образного, до ящикообразного. В плане практически
все промоины имеют сложную, ветвистую форму. Разгружаясь на прилегающую
к откосу поверхность, промоины образуют конусы выноса. Иногда несколько сосед¬
них конусов образуют фрагментарные пролювиальные шлейфы. Особенно хорошо
они выражены в углах примыкания насыпей.
Отмечены случаи, когда промоины растут с обеих сторон насыпи навстречу друг
другу, образуя перехваты (рис. 5). Расстояние между их вершинами составляет всего
1,5—1,0 м. Следующий этап развития перехвата - соединение вершин промоин при их
росте, образование прорвы. Возможность образования перехватов в местах попереч¬
ных к насыпи морозобойных трещин наиболее вероятна, хотя визуально не под¬
тверждена.
На насыпях имеются и суффозионные формы: просадочные воронки, устья суффо-
зионных каналов и конусы выноса. Чаще же суффозия осложняет эрозионные про¬
цессы. В этом случае образуются эрозионно-суффозионные (ныряющие) промоины.
Влияние обводнения на насыпи проявляется в виде ветро-волнового воздействия на
откосы и трансформации их в абразионные берега - с клифом и береговой отмелью
(рис. 6). Так как уровней стояния воды может быть несколько, то сама отмель, как
правило, многоступенчатая. В результате ветро-волнового воздействия происходит
разрушение откоса, вскрытие обоймы насыпи и вымывание из нее грунта через раз¬
рывы или разошедшиеся перехлесты полос геосинтетического материала. Длина
участков откосов насыпей, превратившихся в абразионные берега, обычно составляет
первые десятки метров, но иногда достигает нескольких сотен метров.
Все геодинамические процессы на насыпях проявляются комплексно, выделение
одного процесса есть выделение ведущего.
Если бы автомобильные дороги были возведены сразу, без столь длительного
разрыва технологической цепочки, активность геодинамических процессов была бы
ниже. В принципе так и произойдет, когда строительство автодорог возобновится,
однако, не на всем протяжении.
64

Рис. 4. Трещины отседания - условие обособления и обрушения блоков грунта насыпи и развития
эрозионно-суффозионных процессов
и их поперечный профиль: от V-образного, до ящикообразного. В плане практически
все промоины имеют сложную, ветвистую форму. Разгружаясь на прилегающую
к откосу поверхность, промоины образуют конусы выноса. Иногда несколько сосед¬
них конусов образуют фрагментарные пролювиальные шлейфы. Особенно хорошо
они выражены в углах примыкания насыпей.
Отмечены случаи, когда промоины растут с обеих сторон насыпи навстречу друг
другу, образуя перехваты (рис. 5). Расстояние между их вершинами составляет всего
1,5-1,0 м. Следующий этап развития перехвата - соединение вершин промоин при их
росте, образование прорвы. Возможность образования перехватов в местах попереч¬
ных к насыпи морозобойных трещин наиболее вероятна, хотя визуально не под¬
тверждена.
На насыпях имеются и суффозионные формы: просадочные воронки, устья суффо-
зионных каналов и конусы выноса. Чаще же суффозия осложняет эрозионные про¬
цессы. В этом случае образуются эрозионно-суффозионные (ныряющие) промоины.
Влияние обводнения на насыпи проявляется в виде ветро-волнового воздействия на
откосы и трансформации их в абразионные берега - с клифом и береговой отмелью
(рис. 6). Так как уровней стояния воды может быть несколько, то сама отмель, как
правило, многоступенчатая. В результате ветро-волнового воздействия происходит
разрушение откоса, вскрытие обоймы насыпи и вымывание из нее грунта через раз¬
рывы или разошедшиеся перехлесты полос геосинтетического материала. Длина
участков откосов насыпей, превратившихся в абразионные берега, обычно составляет
первые десятки метров, но иногда достигает нескольких сотен метров.
Все геодинамические процессы на насыпях проявляются комплексно, выделение
одного процесса есть выделение ведущего.
Если бы автомобильные дороги были возведены сразу, без столь длительного
разрыва технологической цепочки, активность геодинамических процессов была бы
ниже. В принципе так и произойдет, когда строительство автодорог возобновится,
однако, не на всем протяжении.
64

Рис. 5. Перехват, образованный двумя растущими навстречу друг другу с обеих сторон насыпи промоинами
(расстояние между их вершинами -1м)
Рис. 6. В результате ветро-волнового воздействия на насыпь и берму, откос трансформирован в клиф,
берма - в бенч. Вскрыт и разрушается геосинтетический материал армирующей насыпь обоймы
3 Геоморфология, № 3
65

Рис. 5. Перехват, образованный двумя растущими навстречу друг другу с обеих сторон насыпи промоинами
(расстояние между их вершинами - 1 м)
Рис. 6. В результате ветро-волнового воздействия на насыпь и берму, откос трансформирован в клиф,
берма - в бенч. Вскрыт и разрушается геосинтетический материал армирующей насыпь обоймы
3 Геоморфология, № 3
65

На основании инженерно-геоморфологического анализа состояния репрезента¬
тивных участков насыпей был сделан общий предварительный вывод о том,
что суммарно около 80% протяженности насыпей автодорог в целом стабиль¬
ны. На них, после косметических восстановительных работ, достаточно техни¬
ческих решений, заложенных в проекте. Более 20% протяженности насыпей
подвержены геодинамическим деформациям и нуждаются в дополнительных, ин¬
дивидуальных технических решениях по их стабилизации. По элементам релье¬
фа БГКМ, пересекаемым насыпями автодорог, это соотношение выглядит так
(таблица):
Доля насыпей автодорог БГКМ (от общей их суммарной протяженности),
требующих для стабилизации дополнительных технических решений
Элемент рельефа,
пересекаемый насыпью
Насыпь стабильна,
% протяженности
Необходимы дополнительные
технические решения,
% протяженности
Склон
99,6
0,4
Терраса
82,2
17,8
Пойма
79,9
20,1
Озерная котловина
61,2
38,8
Выводы
Таким образом, на БГКМ наиболее стабильны насыпи автодорог, пересекающие
склоны, наименее - пересекающие озерные котловины.
Из набора ведущих геодинамических процессов наиболее негативным для на¬
сыпи является эрозия и ветро-волновое воздействие на насыпь в местах ее обвод¬
нения.
Следовательно, дополнительные технические решения по стабилизации насыпей
БГКМ должны быть осуществлены главным образом на насыпях, пересекающих
озерные котловины. Эти решения должны носить противоэрозионный и противо-
абразионный характер. Конкретная привязка к объекту таких решений приведена на
инженерно-геодинамических планах (рис. 3).
В результате инженерно-геодинамического планографирования насыпей автодорог
БГКМ получены следующие результаты:
1. Проведена качественная оценка состояния насыпей автодорог и дано ее нагляд¬
ное изображение на инженерно-геодинамических планах.
2. Определены ведущие геодинамические процессы, деформирующие насыпь.
3. Дается представление о механизме деформаций насыпи.
4. Установлена степень влияния пересекаемого насыпью элемента рельефа на гео¬
динамические процессы на насыпи.
5. Характеризуются типовые и репрезентативные для БГКМ участки насыпей.
6. Насыпи классифицированы по степени необходимости проведения на них допол¬
нительных технических мероприятий по стабилизации будущих автодорог.
7. Приведены оценочные величины (в %) общего состояния насыпей автодорог,
выделенные по принципу: "достаточно проектных технических решений - необхо¬
димы дополнительные технические решения по стабилизации".
Все полученные результаты введены в Специализированную информационную
систему (СИС) "Ямал" (раздел "дороги") и доступны заинтересованным лицам и орга¬
низациям.
66

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Симонов Ю.Г., Кружалин В.И. Инженерная геоморфология. М.: Изд-во МГУ, 1993. 208 с.
2. Розанов Л Л. Теоретические основы геотехноморфологии. М.: ИГРАН, 1990. 189 с.
3. Ревзон АЛ. Инженерно-геоморфологический подход к прогнозированию состояния природно-техниче¬
ских систем // Геоморфология гор и равнин: взаимосвязи и взаимодействие. Краснодар: Изд-во КубанГУ,
1998. С. 81-83.
4. СНиП 2.05.02-85. Автомобильные дороги. М.: ЦИТП Госстроя СССР, 1986. 51 с.
5. Спиридонов А.И. Геоморфологическое картографирование. М.: Недра, 1985. 182 с.
6. Евдокимов В.И. Закономерности разрушения дорожных насыпей морфологическими процессами
в условиях Крайнего Севера // Автомобильные дороги. Инф. сб. 1996. Вып. 9. С. 9-20.
СоюздорНИИ Поступила в редакцию
16.06.99
ENGINEERING-GEOMORPHOLOGIC PLANE-DRAWING
V.I. YEVDOKIMOV
Summary
The new method of applied geomorphology - engineering-geomorphologic charting is described. The area of gas
condensate field in the Yamal peninsular was taken as a test site. The embankment of motorways of the site were
investigated and the engineering-geodynamic charts were compiled. The set of geodynamic processes, which destroy
embankments, was determined, protective measures were suggested.
УДК 551.438.5 : 628.39(470.55)
© 2001 г. Г.С. МАКУНИНА
АЭРОТЕХНОГЕННОЕ ВОЗДЕЙСТВИЕ НА РАЗВИТИЕ
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ В ЗОНЕ РАЗЛОМА
(ЮЖНЫЙ УРАЛ, ЧЕЛЯБИНСКАЯ ОБЛАСТЬ)
В современных исследованиях и при картографировании геоморфологических про¬
цессов в самостоятельную группу выделяются процессы антропогенного рельефо-
образования - антропоморфогенез или техноморфогенез [1]. Их развитие наиболее
выражено в условиях низко - и среднегорного рельефа [1], а также на участках актив¬
ных зон разломов на равнинах [2-4]. Однако в числе факторов, вызывающих развитие
процессов техноморфогенеза [1], не рассматривается аэрогеохимическое влияние на
этот процесс эмиссий металлургических комбинатов (МК). Известно, что обезлеси-
вание горных склонов под воздействием их поллютантов дестабилизирует гравита¬
ционную устойчивость рыхлых покровов и способствует развитию эрозионных про¬
цессов. При этом большое значение имеют такие морфометрические характеристики
форм рельефа как их ориентация относительно господствующего направления ветров
и расположения МК, абсолютные и относительные высоты, крутизна склонов, нали¬
чие податливых выветриванию рассланцованных пород. Учет всей совокупности
названных показателей важен при анализе степени геоморфологической опасности и
риска размещения МК. Расположение МК вблизи рудных месторождений нередко
определяет их местоположение в зонах разломов, с разрывными структурами кото¬
рых рудные тела связаны генетически.
з*
67

Согласно [5], трещины представляют собой элементарную форму нарушений
сплошности земной коры, а зоны разломов - относительно узкие и протяженные
участки земной коры, отличающиеся повышенной плотностью трещин. Ориентации
систем трещин (продольных и оперяющих) в зоне разлома дают представление об
этапах формирования тектонической структуры, которая и определяет размещение
в плане групп форм рельефа и их основные морфометрические характеристики.
В число задач нашего исследования входило: 1) изучение взаимосвязи между текто¬
нической структурой территории и морфометрическими характеристиками форм
рельефа, которые определяют опасность развития геоморфологических процессов
под воздействием эмиссий медеплавильного производства, размещенного на площади
медноколчеданного месторождения, 2) выделение на изучаемой территории геоэко¬
логических зон с разной степенью проявления геоморфологических признаков при¬
родно-техногенного конфликта.
Исследования проводились в Карабашском рудном районе Южного Урала [6, 7] —
территории, признанной Государственной экологической экспертной комиссией зоной
экологического бедствия [8].
Объекты и методы исследования
Уникальность изучаемой территории определяется ее положением в зеленокамен¬
ной полосе на севере Магнитогорского прогиба - самом узком месте Урала, извест¬
ном как "карабашский коридор" [9]. В тектоническом отношении это зона разлома
с характерной для нее повышенной плотностью трещин и блоков трещиноватости. Ее
ширина составляет 15 км. Западная граница "карабашского коридора" трассируется
субмеридиональным прогибом вдоль восточного подножья хребта Юрма (985,4 м
абс.), в котором заложены долины (400-420 м абс.) противоположно направленных
рек Сак-Елга (приток второго порядка р. Миасс) и Уфы. Восточная граница "кори¬
дора" прослеживается по цепочке озер, вытянутой по аз. 35° от северной оконечности
Ильменского хребта до оз. Иртяш (Касли).
Карабашская группа колчеданных руд и работающий на их базе МК находятся
в юго-восточной части "карабашского коридора" вблизи слияния рек Миасс и Б. Киа-
лим. Рельеф низкогорный, с четкой дифференциацией на разновысотные ландшафт¬
ные местности: равнинную, низкогрядовую, высокогрядовую и речные долины,
пространственное размещение которых предопределено тектонической структурой.
Зональный тип растительности - южнотаежный: березово-сосновые разнотравно¬
злаковые с кустарничками леса с примесью липы, рябины и осины чередуются
с вторичными березняками. Почвы вершин гряд и крутых склонов примитивные
гумусово-аккумулятивные (рендзины). Насыщенный корнями мелкозем почвы запол¬
няет пустоты между крупными обломками элювия. На маломощном щебнисто-
мелкоземистом элювио-делювии пологих склонов высоких гряд формируются бурые
горно-лесные неполноразвитые почвы и переходные к ним разности. Они мало¬
мощны (до 25 см) и слабо дифференцированы на горизонты. На песчанисто-сугли¬
нистом с обломками пород делювии коротких пологих склонов низких гряд сфор¬
мировались типичные горно-лесные бурые почвы мощностью 35-60 см.
На этом природном фоне по видимым нарушениям естественной структуры расти¬
тельного покрова, почв и рыхлых пород четко выделяется территория, испытываю¬
щая воздействие химически активных поллютантов МК - Карабашская техногенная
аномалия (КТА). В составе сульфатно-сульфидных эмиссий МК присутствуют серни¬
стый газ, сульфиды меди, железа, цинка, свинца, соединения сурьмы, мышьяка и др.
Конфигурация КТА относительно МК повторяет модель годовой розы ветров [10],
в соответствии с которой 28% годового количества поллютантов переносится в вос¬
точном направлении, 17% - в северо-восточном, 15% - в юго-восточном и столько же
в северном, 9% - в южном, 7% - в юго-западном, 4% - в западном и 5% - в северо-
западном.
68

В основу работы положен материал маршрутных наблюдений по профилям, зало¬
женным по радиальным направлениям от МК согласно розе ветров. Точки наблю¬
дений закладывались на разных элементах форм рельефа с учетом генезиса рыхлых
пород и особенностей проявления процессов эрозии и дефляции, которые наблю¬
дались в бортах эрозионных форм. Отслеживались изменения в насыщенности рых¬
лых пород обломочным материалом, отмечались признаки его сортировки. Одно¬
временно проводилось описание пород. Для определения влияния тектонической
структуры территории на ориентировку речных долин и гряд, а также для анализа
условий аэрации склонов и межгрядовых понижений определялись азимуты направ¬
лений гребней и долин.
Результаты и их обсуждение
Геолого-тектоническая обстановка и рельеф. На изучаемой территории довольно
четко выделяются тектонические блоки с высокогрядовым, низкогрядовым и равнин¬
ным рельефом, пересекаемые речными долинами, заложенными по разрывным
структурам (рис. 1).
Установлено, что между ориентировкой форм рельефа и их высотными уровнями
наблюдается определенная взаимосвязь, что позволяет сравнивать азимутальные си¬
стемы форм рельефа разных тектонических блоков зоны разлома. Пространственное
размещение групп форм рельефа, различающихся по абсолютным высотам, опреде¬
ляется их положением соответственно на погруженных, слабо- или сильноприпод¬
нятых тектонических блоках или, как речные долины, заложением по разрывным
структурам.
Колчеданные месторождения и МК сосредоточены в "Соймоновской долине"
(428-431,8 м абс) шириной до 1,5 км, которая сложена рассланцованными зелено¬
каменными (хлоритизированными и эпидотизированными) породами и соответствует
погруженному блоку трещиноватости, вытянутому по аз. 35°. Рельеф этой местности
слегка всхолмленный, с относительными превышениями в основном до 1-3, местами
до 10-15 м.
С востока Соймоновская долина ограничена компенсационным тектоническим
блоком аналогичной ориентировки с высокой грядой г. Карабаш (588,5-611,9 м. абс.
и 180-200 м отн.), также сложенной рассланцованными зеленокаменными породами.
Учитывая преобладающее направление ветров западных румбов и размещение МК
высокая гряда играет роль местного орографического барьера (ОБ), который затруд¬
няет рассеяние эмиссий, способствуя развитию смоговых ситуаций. Поэтому большую
часть года аэрационная обстановка в Соймоновской долине крайне неблагоприятна.
С запада, севера и юга Соймоновская долина обрамлена низкогрядовым рельефом
(высоты до 480,2 м абс. и до 50 м отн.). Гребни сглаженные, покрытые тонким пла¬
щом щебнисто-мелкоземистого элювия, прерываемого выходами скальных обнаже¬
ний и развалов пород. Склоны низких гряд пологие и короткие, что определяет благо¬
приятные условия для формирования щебнисто-мелкоземистого делювия. Низкогря¬
довый рельеф приурочен к полю развития груборассланцованных зеленокаменных
пород и гнейсов внешней зоны рудного поля. Повышенная инфильтрация влаги в
делювии, а также в элювии рассланцованных и раздробленных пород обусловливает
повышенную сухость отложений склонов, что сдерживает развитие линейной эрозии.
Низкие гряды пересекаются долинами, заложенными по оперяющим трещинам.
Долины ориентированы в основном по аз. 320°, иногда их небольшие отрезки зало¬
жены по аз. 90°. Гряды имеют преимущественно субмеридиональную ориентацию,
реже, они, как и долины, вытянуты по аз. 320°. В местах, где сходятся гребни назван¬
ных направлений, гряды имеют Г-образную форму. Ориентировка форм рельефа
свидетельствует о сложной истории тектонического развития центральной части
территории. Согласно теории [5], она обусловлена ориентировкой разломных струк¬
тур (продольных и оперяющих) в системах азимутов 360 и 90, 50 и 320 градусов.
Однако формы рельефа с ориентировкой по аз. 50° в этой части территории отсут-
69

Рис. I. Карабашская техногенная аномалия: геоморфологическая структура и геоэкологические зоны при¬
родно-техногенного конфликта
Грядовый рельеф: 1 - низкогрядовый, 2 - высокогрядовый; равнины: 3 - плоская аллювиально-озерная
в тектонической депрессии, 4 - плоская аллювиально-озерная в тектонической впадине (грабене), 5 - вол¬
нистая в тектонической депрессии; 6 - озерные террасы; органогенно-аккумулятивный рельеф (болота):
7 - с ненарушенной структурой, 8 - сильно загрязненные стоками медеплавильного производства; речные
долины: 9 - современные, 10 - заложенные в разрывных тектонических структурах, 11 - то же драги¬
рованные; рыхлые образования: 12 - элювий мелкоземисто-обломочный с выходами коренных пород,
13 - элювио-делювий, 14 - делювий, 15 - пролювий, 16 - пролювий, наложенный на погребенный делювий
с выходами коренных пород; 17 - гумусовидный покров; водные объекты: 18 - озера, 19 - пруды;
функциональные зоны: 20 - жилые застройки, 21 - промышленная, 22 - рудник; 23 - обрыв коренных
пород к речной долине; границы: 24 - разрывных нарушений, разделяющих тектонические блоки с
разновысотными типами рельефа, 25 - геоморфологические, 26 - зоны техногенного бедленда, 27 - зоны
толерантного состояния растительности
ствуют, подтверждая сложность ее тектонического развития. Особенность ориенти¬
ровки форм низкогрядового рельефа способствует тому, что при любом направлении
ветров либо долины, либо межгрядовые понижения находятся в неблагоприятных
условиях аэрации. При ветрах западных, восточных, северо-восточных и юго-
западных направлений в "непроветриваемом" состоянии одновременно находятся как
долины, так и межгрядовые понижения. Небольшие относительные превышения гряд
70

(до 50 м) при высоте труб 70-90 м не препятствуют свободному растеканию над ними
поллютантов, скапливающихся в Соймоновской долине.
Низкогрядовый рельеф с севера, запада и юга окружен высокими грядами (более
500-600 м абс. и до 150-200 м отн.). При этом на севере и западе гребни гряд
ориентированы в основном по аз. 90°, на юге - по аз. 50° (одноименные г. Каменная
622,6 м абс. и г. Каменная 604,2 м абс.). Последние с их хорошо сохранившимся
почвенно-растительным покровом можно рассматривать как природную модель-
аналог ОБ (г. Карабаш) до дестабилизации на нем геоморфологических процессов.
Тектонический блок с этими грядами отделен от тектонического блока с низкогря¬
довым рельефом широтным отрезком р. Сак-Елга, заложенной по оперяющей
структуре (аз. 320°). С востока он ограничен впадиной-грабеном, ориентированной по
аз. 90° с цепочкой озер М. и Б. Барны, с юга - разломной структурой, в которой
заложен широтный отрезок р. Б. Киалим (аз. 320°). Рассланцованность и трещино¬
ватость зеленокаменных пород высоких гряд усиливает гравитационную неустойчи¬
вость элювиального и элювио-делювиального покрова их крутых склонов, обращен¬
ных к разломным структурам. На этих склонах аккумуляция рыхлого материала
происходит только в межобломочных пустотах. Средние и нижние части склонов
покрыты щебнисто-мелкоземистым плащом элювио-делювия, под которым нередки
выходы грунтовых вод зон повышенной трещиноватости пород. Их наличие мар¬
кируется на поверхности появлением полос черничников и загущением трав. Для
аэрации склонов этих гряд наиболее благоприятны юго-западные ветры. При северо-
восточных ветрах происходит их задымление со стороны Соймоновской долины,
но благоприятная азимутальная ориентация гряд не позволяет скапливаться поллю¬
тантам в межгрядовых понижениях.
Механизм и масштабы развития техногенно обусловленных геоморфологических
процессов. Более чем за 75 лет функционирования МК на прилегающей к нему терри¬
тории площадью около 50 км2 сформировались визуально выраженные геоэкологи¬
ческие зоны природно-техногенного конфликта: техногенного бедленда (ТБ) и толе¬
рантного состояния растительности (TCP) (рис. 1). Они различаются по интенсив¬
ности деградации растительного покрова, почв и рыхлых пород.
Зона техногенного бедленда включает Соймоновскую долину с жилищными
постройками, шахтами, МК, ОБ (гряда г. Карабаш) и подступающие к ним низкие
гряды. До конца 30-х годов ОБ покрывал березово-сосновый лес, изреженный не¬
контролируемыми вырубками, сопутствующими добыче россыпного золота в при¬
легающих к нему долинах. В процессе отработки россыпей драгой в долинах была
нарушена целостность залегания рыхлых отложений и, как следствие, гидрогеологи¬
ческая устойчивость прилегающих склонов, что положило начало развитию на них
линейной эрозии, а впоследствии и дефляции.
Эрозия. В годы войны с ростом мощностей МК объем сульфатно-сульфидных
эмиссий резко увеличился. Постоянное значительное задымление обусловило быст¬
рое обезлесивание прилегающих к МК склонов ОБ и низких гряд. На обезлесенных
склонах был запущен мощный механизм развития плоскостной и линейной эрозии.
Наиболее сильному воздействию эрозии подверглись водораздел и склоны ОБ. Начи¬
нающиеся у водораздела отдельные эрозионные формы, сливаясь несколько выше
среднего уровня склонов, образовали крупные эрозионные каналы в элювиально¬
делювиальном покрове. В средней части склонов (крутизна 8-10°) ширина их днищ
достигает 2,5-3-х м при высоте бортов до 2-2,5 м. У подножий склонов (крутизна
2-5°) ширина днищ увеличивается до 5-7 м при высоте бортов до 0,5-0,8 м на
наветренном склоне ОБ и до 2 м - на подветренном. Об интенсивности раздития
плоскостной и линейной эрозии на склонах ОБ свидетельствуют захоронения быв¬
шего погоста, вскрытые в бортах эрозионных каналов в нижней части наветренного
склона. К настоящему времени плоскостной эрозией смыт верхний метровый слой
делювия, глубина эрозионного вреза достигла 2,5-3-х м.
Рисунок эрозионной сети ОБ определяется насыщением элювио-делювия и делю-
71

Рис. 2. Развитие эрозионных процессов на склоне низкой гряды в зоне техногенного бедленда
вия щебнисто-обломочным материалом. При его высоком содержании формируется
древовидная эрозионная сеть. В песчанисто-суглинистом пролювии конусов выноса
ОБ формируется эрозионная сеть струйчатого вида с характерными для нее V-образ-
ными в поперечном разрезе эрозионными формами глубиной до 1,5 м. Аналогичное
развитие эрозионной сети наблюдается на склонах низких гряд (рис. 2).
Пролювиальные шлейфы у подножий ОБ формируются мощными водными пото¬
ками, которые сбрасываются по эрозионным каналам после обильных и продолжи¬
тельных осадков. Энергия линейной эрозии в них значительно усиливается на выходах
грунтовых вод зон повышенной трещиноватости пород. В сухие периоды теплого
времени года это всего лишь короткие (до 10-30 м) водотоки в средней и нижней
частях склонов ОБ. При обильных осадках к подножью ОБ выносится большое коли¬
чество суглинистого, песчанистого и дресвянистого материала, насыщенного облом¬
ками. Подмыв крупных глыб вызывает их гравитационное смещение, скатывание
и нагромождение у подножия.
Пролювиальный шлейф наветренного склона ОБ сложен песчанисто-дресвяни-
стым материалом. Быстрая фильтрация в нем поступающих со склонов вод препят¬
ствует формированию глубоких форм линейной эрозии. На более длинном подвет¬
ренном склоне ОБ ситуация иная. Пролювиальный шлейф сложен более плот¬
ным, чем на наветренном склоне, песчанисто-суглинистым материалом с включе¬
ниями обломков. Местами поверхность пролювия нарушена выходами зеленокамен¬
ных пород. Повсеместно видны следы плоскостного смыва мелкозема с россыпью
обломков. Продолжением эрозионных каналов на поверхности пролювиальной
толщи являются многочисленные "сухие русла" временных водотоков шириной
до 5-7 м и глубиной до 0,5-1 м. В нижней части бортов этих форм обнажает¬
ся погребенный пролювием щебнисто-мелкоземистый делювий и обломочный
элювий.
Дефляция. Обезлесивание и развитие эрозии сопровождались перевеванием почвы,
а также мелкозема элювия и делювия вместе с техногенной пылью с наветренного
72

Рис. 3. Разрез гумусовидного покрова в средней части подветренного склона г. Карабаш
склона ОБ на подветренный. Развитие дефляционного процесса привело к формиро¬
ванию гумусовидного покрова на подветренном склоне ОБ. Его мощность от водо¬
раздела до среднего уровня склона возрастает до 0,8 м. Ниже по склону этот покров
уничтожен в результате развития эрозии, вызванной рубками леса и старательскими
выработками. Эоловое формирование гумусовидного плаща сопровождалось накоп¬
лением в нем привнесенных с водораздела обломков породы, местами образующих
прослои. На этом основании происхождение гумусовидного покрова можно харак¬
теризовать как техногенно-эрозионно-эоловое. Он перекрывает маломощный (30 см)
щебнисто-обломочный слой. Глубже залегает грубосортированный щебнисто-сугли¬
нистый делювий. В днищах эрозионных каналов обнажаются коренные породы
(рис. 3).
Увеличение вниз по подветренному склону мощности гумусовидного плаща
обусловлено не только привносом мелкозема и обломков плоскостным стоком, но и
фитофактором. В условиях ветровой тени древостой меньше подвергался воздейст¬
вию эмиссий и разрушался медленнее, чем на наветренном склоне ОБ. На своей
верхней границе лес в значительной мере гасил скорость продвижения вниз по склону
пыленасыщенных потоков воздуха, что сопровождалось повышенным оседанием
минеральных частиц на этом рубеже. На более низких уровнях подветренного склона
древостой сохранялся более продолжительное время, соответственно возрастала
мощность накапливающегося эолового материала.
73

Зона толерантного состояния растительности. В зоне TCP из многовидового
разнообразия растительного покрова сохранилась только береза пушистая - вид, наи¬
более устойчивый к воздействию эмиссий МК. Относительно расположения МК гю
морфологическим признакам состояния берез весьма четко выделяются две подзоны:
внутренняя, граничащая с зоной ТБ и постоянно испытывающая приземное задым¬
ление, и внешняя, подвергающаяся частому периодическому задымлению в силу
повторяющихся инверсионных ситуаций и при безветрии. Для внутренней подзоны
характерно распространение низкорослого кривоствольного березняка с признаками
некроза листвы и частым сухостоем. Почвенный покров отсутствует. Внешняя под¬
зона выделяется более высоким (до 10 м) древостоем без признаков деформации
стволов. Суховершинность встречается редко, в небольшом количестве развит под¬
рост березы. В обеих подзонах отсутствует наземный (мохово-травяной и кустар-
ничковый) покров, поверхность покрыта слоем техногенной пыли.
Основным признаком деструкционных процессов является повсеместное развитие
плоскостной эрозии. Формы линейной эрозии не характерны. Их формирование сдер¬
живается корневой системой березового древостоя, а также относительной сухостью
склонов - как следствие повышенной инфильтрации осадков в песчанисто-легко¬
суглинистом делювии и в элювии рассланцованных пород, а также ускоренного
склонового стока по незадернованной поверхности.
Заключение
Размещение горно-металлургического производства в зоне разлома предопреде¬
лено его расположением на территории месторождения колчеданных руд, гене¬
тически связанных с разломными структурами этой зоны. Тектоническая структура
территории обусловливает наличие разрывных нарушений (продольных и оперяющих
трещин), а также погруженных и приподнятых на разную высоту тектонических
блоков, которым в современном рельефе соответствуют разновысотные уровни
рельефа. В данном случае это долины, равнины, низкогрядовые и высокогрядовые
комплексы рельефа.
Для изучаемой территории характерна повсеместная рассланцованность пород,
которая обусловила повышенную гравитационную неустойчивость мелкоземисто-
щебнистого элювия и элювио-делювия склонов высоких гряд, обращенных к разрыв¬
ным структурам. В средней и нижней частях склонов она значительно усиливается на
выходах под рыхлым покровом грунтовых вод зон повышенной трещиноватости
пород.
Установлена взаимосвязь между тектонической структурой территории и ориенти¬
ровкой гребней и долин. Азимутальные системы форм рельефа разных тектони¬
ческих блоков и заложенных по разрывным структурам долин определяют условия
аэрации разновысотных ландшафтных местностей. Наиболее сложная по аэрацион¬
ным условиям обстановка складывается на равнине, где размещается МК и обу¬
словлена ее ограничением с востока орографическим барьером - высокой грядой,
протянувшейся вкрест господствующим ветрам. Низкогрядовый рельеф, окружаю¬
щий равнину с других сторон, не препятствует растеканию поллютантов от МК,
но в то же время неблагоприятная ориентация гребней по отношению к розе ветров
затрудняет аэрацию межгрядовых понижений.
Воздействие химически активных эмиссий медеплавильного производства и не¬
контролируемая рубка леса обусловили обезлесивание расположенных вблизи МК
горных гряд и значительную деструкцию лесного покрова на некотором удалении от
него, что спровоцировало развитие процессов техноморфогенеза. Разная интенсив¬
ность их проявления с удалением от МК обусловила формирование геоэкологических
зон и подзон природно-техногенного конфликта: зоны техногенного бедленда и зоны
толерантного состояния растительности, в которой различаются внешняя и внутрен¬
няя подзоны. В первой зоне на склонах высокой гряды сформировались мощные
74

эрозионные каналы, вскрывшие делювий подножий на глубину до 2,5-3 м, а также
гумусовидный покров подветренного склона мощностью до 0,8 м. На склонах низких
гряд сформировалась эрозионная сеть струйчатого вида с характерными для нее
V-образными эрозионными формами глубиной до 1,5 м. Для второй зоны характерна
повсеместно выраженная плоскостная эрозия. Развитие линейной эрозии сдержи¬
вается корневой системой березового древостоя, повышенной инфильтрацией влаги
в песчанисто-легкосуглинистом делювии и элювии рассланцованных пород, а также
ускоренным склоновым стоком по незадернованной поверхности. Таким образом,
воздействие на среду химически активных эмиссий МК, размещенных в низкогорных
ландшафтах, следует рассматривать как один из мощных факторов развития техно-
морфогенеза.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Горелов С.К., Козлова А.Е., Тимофеев ДА. Современные геоморфологические процессы на терри¬
тории России и сопредельных стран (некоторые итоги составления сводной карты процессов м-ба
1 : 2500000) // Геоморфология. 1999. № 4. С. 19-28.
2. Кузьмин С.Б. Активные разломы как факторы геоморфологического риска и их ландшафто¬
образующая роль (общая концепция исследования) // Геоморфология. 1998. № 4. С. 3-9.
3. Никонов А А. Активные разломы как фактор риска геоморфологических процессов (о проблеме
и статье С.Б. Кузьмина) // Геоморфология. 1999. № 3. С. 27-32.
4. Макаров В.И. Об активных разломах и их рельефообразующей роли на Русской платформе //
Геоморфология. 1999. № 3. С. 39-40.
5. Введенская Н.В. Цикличность планетарного развития разломных структур и геологических образо¬
ваний. М.: Изд-во Дизайн © Николай Попов, OMNI Marketing, 1998. 240 с.
6. Ивлев А.И., Лазарев П.В., Первое В.П. и др. Меднорудные месторождения Урала / Рудная база Урала.
М.: Наука, 1972. С. 166-174.
7. Ракчеев АД. Закономерности размещения колчеданных тел на Урале (на примере Карабашской группы
месторождений) // Сов. геология. 1992. № 7. С. 94-114.
8. Государственный доклад о состоянии окружающей природной среды Российской Федерации в 1996 г.
М.: 1997. С. 168.
9. Хайн В.Е. Региональная геотектоника. Внеальпийская Европа и Западная Азия. М.: Недра, 1977.
359 с.
10. Агроклиматический справочник по Челябинской области. Л.: Гидрометеоиздат, 1960. 115 с.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 04.04.2000
AIR-TECHNOGENIC IMPACT ON GEOMORPHIC PROCESSES IN THE FAULT ZONE
G.S. MAKUNINA
Summary
The investigation area is situated in the Chelyabinsk district, South Ural. The brass works is situated close to
firestone field and withing the zone of the ore control fault. Exogenic processes of the surrounding area change under
the influence of the air pollutants of the brass works. These changes depend on the geomorphologic features and
tectonic structure of the site: position of the different altitude levels, azimuth orientation of the landforms, schistosity of
rocks, phreatic discharges on the slopes corresponding to zones of high jointing. The geomorphologic scheme of the
area is compiled, showing also the boundaries of different geoecological zones. Mechanisms of the deflation and
erosion and their intensity in the different zones are discussed.
75

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 3
июль-сентябрь
2001
НАУЧНЫЕ СООБЩЕНИЯ
УДК 551.4.07(262.5 + 262.81)
© 2001 г. Е.Н. БАДЮКОВА
О ВОЗМОЖНОСТИ СОЕДИНЕНИЯ КАСПИЙСКОГО И ЧЕРНОГО МОРЕЙ
В ПОЗДНЕХВАЛЫНСКОЕ И ГОЛОЦЕНОВОЕ ВРЕМЯ1
Согласно современным представлениям, соединение Каспия с Черным морем в послед¬
ний раз было в раннехвалынское время [1-5 и др.]. Однако изучение бэровских бугров в Се¬
верном Прикаспии, генезис которых рассматривался автором в ряде статей [6, 7], позволяет
предполагать возможность существования соединения Каспийского и Черного морей по
Манычскому проливу совсем недавно - в конце позднехвалынского времени при уровне
моря около 3 м. Следами этого перетока и являются характерные формы рельефа Север¬
ного Прикаспия, которые выстраиваются в единый генетический ряд - микрозападины (так
называемые падины), ложбины стока, увалы и бэровские бугры (рис. 1).
Автор прекрасно отдает себе отчет, с каким большим количеством вопросов придется
столкнуться при решении поставленной проблемы, поэтому на данном этапе будут рассмот¬
рены лишь некоторые факты, позволяющие по-новому интерпретировать историю Маныча
на последних этапах его развития.
Итак, основными доводами отсутствия связи Каспия с Черным морем в позднем плей¬
стоцене-голоцене являются высота водораздела у с. Зунда-Толга, которая составляет
26 м абс., отсутствие террасы позднехвалынского времени, а также раковин моллюсков
Cerastoderma glaucum (Cardium edule) в отложениях Восточного Маныча. Эти доводы, однако,
при всей их очевидности, не кажутся нам убедительными по ряду причин, на которых
остановимся ниже. Предварительно, необходимо напомнить историю Маныча, начиная
с позднеплейстоценового времени и попытаться несколько с других позиций рассмотреть
имеющийся фактический материал.
На протяжении всего антропогена Маныч был ареной трансгрессий и регрессий морских
бассейнов, но, отдавая должное динамике уровня морей, нельзя не уделять внимания актив¬
ной аккумулятивной и эрозионной деятельности водотоков, впадающих в Манычскую де¬
прессию. Во время существования пролива и, как следствие, подпора устьевых участков
рек, значительная часть материала должна была осаждаться непосредственно в проливе,
куда впадали эти реки.
В периоды же регрессий, когда морские воды покидали пролив и происходило понижение
базиса эрозии - до -80 м в Черном море и до -50 м в Каспийском, эрозионная деятельность
рек должна была приводить к формированию на дне бывшего пролива глубоко врезанных
долин.
До недавнего времени (до зарегулирования рек и образования Веселовского и Про¬
летарского водохранилищ) р. Западный Маныч являлась продолжением р. Б. Егорлык,
а р. Восточный Маныч - продолжением Калауса. Озеро Гудило, занимающее центральную
часть прогиба, имело самостоятельную водосборную площадь, питаясь водами малых рек
и балок, и лишь в отдельные годы сюда поступал излишек вод Егорлыка и Калауса.
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 99-05-65644).
76

Рис. 1. "Пластовые” потоки в районе исследований в позднехвалынекое время
Береговые линии: 1 - раннехвалынского возраста, 2 - позднехвалынского возраста; 3 - направление "плас¬
товых" потоков
В питании р. Зап. Маныч принимают участие также реки Средний Егорлык, Юла, Мокрая
Кугульта (левые притоки), Волочайка, Чикалды, Сладковка (правые притоки). Помимо рек,
с Сало-Манычского водораздела протягиваются балки (всего около 15 крупных балок).
В питании р. Воет. Маныч кроме р. Калаус, играющей основную роль, участвуют реки
Рагули, Чограй, Иргиль, а также протяженные балки, рассекающие склоны южных Ергеней
и северо-восточные склоны Ставропольской возвышенности.
В приустьевой части р. Калаус к настоящему времени образовался конус дельтовых
отложений, обусловливающий растекание водного потока на запад и восток. Значитель¬
ная часть наносов откладывалась и в устьевой части Б. Егорлыка, так как уклоны
в Зап. Маныче недостаточны для дальнейшего переноса к Азовскому морю аллювиальных
отложений. Благодаря поступлению аллювиального материала, происходило выдвижение
авандельт в пролив и в результате образовались перемычки, которые разделили впадину на
три части - западную, центральную и восточную. Перемычка в устье Б. Егорлыка в 20-е гг.
имела высоту около 5 сажен (примерно 10 м), перемычка же в устье Калауса в начале
нашего столетия составляла 11,57 сажен (около 23 м) [8]. На картах конца XIX - нача¬
ла XX вв. еще показано, что Калаус несет свои воды в западном направлении и лишь с
конца 70-х годов он стал полностью отдавать свои воды каспийскому бассейну. Таким
образом, именно дельтовые отложения Калауса, где располагается камышовое болото
Сары-Камыш, являются в настоящее время водоразделом между Каспийским и Черным
морем, исполняя роль своеобразной "пробки" в Маныче. Важно отметить, что по мере
накопления речных отложений высота водораздела меняется и к настоящему времени
составляет около 26 м.
Изменения высоты перемычек, сложенных дельтовыми отложениями, а, следовательно,
и история соединений двух морей в позднем плейстоцене-голоцене главным образом
и связаны с поведением перечисленных выше рек. Площадь водосбора Калауса - 9860 км2,
Б. Егорлыка - 14800 км2, Ср. Егорлыка - 2270 км2. Длина Калауса 364 км, он принимает
в себя 81 приток общей протяженностью 936 км и 24 балки длиной 288 км. На большей
своей части Калаус имеет узкое каньонообразное русло с высокими берегами, в паводковые
годы здесь отмечаются высокие подъемы уровня, достигающие 9,5 м в нижнем течении.
Годичный водный сток варьирует в пределах 14,9 X 10,6-289 X 10,6 м3 [9].
Речные долины хорошо разработаны. Их ширина не соответствует современным рас¬
ходам, что указывает на то, что в недавнем прошлом здесь были более крупные водотоки.
Ширина долин 4-5 км, в низовьях местами до 10—12 км, в них имеются три основных уровня
террас с относительной высотой 70-120, 40-55 и 30-35 м. В нижнем течении Б. Егорлыка
они соответствуют бакинской, хазарской и хвалынской террасам Зап. Маныча. В долине
Калауса терраса 25-30 м соответствует раннехвалынской, а терраса 10-12 м фациально
переходит в прибрежную позднехвалынскую [10].
77

Рис. 2. Схематический геологический профиль долины Воет. Маныча у с. Зунда-Толга по [3]
/ - гравий и галька, 2 - пески, 3 - супеси, 4 - суглинки, 5 - глины, 6 - глины песчанистые, 7 - суглинки лес¬
совидные, 8 - почва, 9 - интервалы отбора конхилиофауны.
Стратиграфия: Q4 - голоцен, Q 3 - верхний плейстоцен, Q2 - средний плейстоцен, Q1 - нижний плейстоцен,
N^S- сарматский ярус. Отложения, слои, горизонты: Q4 - современные, Q^h v2 - верхнехвалынские,
Q3h v] - нижнехвалынские, QJic - гирканские, Q^sg - сурожские, Q^gd - гудиловские, £?2^z2 “ верхнехазар¬
ские, Q2^zi -нижнехаэарские, 02^2“Древнеэвксинские, 02^1 -нижние древнезвксинские, Q\b- бакинские.
Генетические типы отложений: т - морские, 1т - лиманные, / - озерные, al - аллювиальные,
d - делювиальные, pd - почвы
Крупные балки, длиной до десятков километров, имеют однотипное строение: в верхней
части они неширокие, с крутыми склонами, в средней части имеют более пологие склоны,
в нижней - следы пойменных террас. Часто долины балок в устьевых частях достигают
ширины 5 км при глубине вреза до 90 м. В верховьях малозадернованные склоны достигают
крутизны 15-30°, что способствует образованию овражной сети, селевых потоков и ополз¬
ней и приводит к накоплению у подножия склонов и в устьевых частях эрозионных форм
мощных делювиальных толщ.
Об интенсивной водной эрозии даже в современное время, не говоря о более много¬
водном Хвалынском веке, можно судить по величине выноса взвешенного материала за
пределы водосборных бассейнов, которая для Ставропольской возвышенности колеблется
от 16 до 80 т/км2. Плоскостной смыв достигает 500-600 м3/га. Кроме того, очень много ма¬
териала поставляют донные овраги, формирующиеся в днищах балок, которые часто имеют
очень большие размеры (длина 2-3 км, глубина до 15 м) и могут только за весну-лето
образовывать конусы выноса объемом до 90 м3 [И].
78

Рис. 3. Схематический геологический профиль долины Воет. Маныча между с. Зунда-Толга и устьем
Чограя по [3]
Условные обозначения см. рис. 2
Если в настоящее время реки выносят лишь мелкозернистый материал, то ранее, судя по
характеру осадков, слагающих террасы, водный поток был достаточно мощным, чтобы пе¬
ремещать грубозернистый кластический материал. Так, в долине Калауса терраса 10-12 м
сложена лишь в верхней части суглинками мощностью 4-6 м, ниже залегает толща галеч¬
ников [12]. На огрубление аллювиальных отложений указывают и другие авторы, которые
подчеркивают, что реки в раннехвалынское время были полноводными и несли грубо¬
зернистый материал, в результате чего террасы того времени (в частности, Калауса, Кумы,
Айгурки и ее притоков) сложены галечниковым материалом [10, 13]. Надо отметить, что к
настоящему времени появляется все больше данных о том, что и в позднехвалынское время
гидрологический режим большинства рек западной и восточной Европы существенно
отличался от современного. На это указывает распространение разнообразных по морфо¬
логии макроизлучин в долинах рек, в частности рек Донской и Приволжской возвышен¬
ностей, где они фиксируют размеры палеорусел, намного превосходящие современные [14].
Все вышесказанное позволяет предполагать, что эрозионные врезы, вырабатываемые
после очередных регрессий, при последующих повышениях уровня моря могли быть за¬
полнены аллювиальным материалом. К сожалению, к настоящему времени имеются лишь
отдельные свидетельства о переуглублении долин Калауса и Егорлыка. Так, по данным
геолого-съемочных работ, мощность голоценовых аллювиальных отложений, выполняю¬
щих днище долины Ташлы (приток Егорлыка в его нижнем течении) и представленных
пойменных фацией, составляет около 10 м [15]. На существование палеоврезов в Воет, и
Зап. Маныче указывает ряд поперечных профилей, приведенных в работе Г.И. Попова [3].
Наличие палеовреза в верховьях Воет. Маныча (рис. 2, 3) позволяет утверждать, что этот
врез продолжался далее на восток, вплоть до выхода Маныча в Прикаспийскую низмен¬
ность и далее к Каспию, так как в период енотаевской регрессии Калаус должен был следо¬
вать за отступающим морем.
79

Таким образом, развитие каждого трансгрессивно-регрессивного этапа Манычского
пролива, по-нашему мнению, происходило по следующему сценарию. Во время регрессий
первоначально формировалось эрозионное углубление в дне бывшего залива, затем на всем
его протяжении вырабатывалась широкая долина, с уклонами как в сторону Черного, так и
в сторону Каспийского морей. При последующих трансгрессиях происходила постепенная
ингрессия вод соответственно в долину либо Зап., либо Воет. Маныча. Надо подчеркнуть,
что при подтоплении приустьевых участков абразия может проявляться лишь на тех участ¬
ках побережий, где уклоны прибрежной суши больше подводных, в центральных же частях
затапливаемой долины идет лишь накопление материала, как это обычно происходит
в лиманах и эстуариях, т.е. непосредственно ингрессия не может приводить к размыву
и переуглублению днища пролива. Таким образом, днище Маныча было сформировано
системой палеодолин, а не выработано в результате абразии, как считают многие исследо¬
ватели, которые по высотным отметкам рассчитывают как скорости течений, так и ско¬
рости неотектонических движений в Манычском прогибе. В частности, после позднеплей¬
стоценового времени амплитуда тектонических поднятий у Зунда-Толга составила, по их
мнению, не менее 20-25 м [3, 16].
Последние исследования показывают, что восходящие неотектонические движения не
играют столь существенной роли в истории Маныча. Наиболее активно они проявляются на
Ставропольском своде и на Южно-Ергенинском поднятии. На современном этапе тектони¬
ческой истории вертикальные движения земной поверхности (СВДЗП) Ставропольской
возвышенности развиваются унаследованно, большая ее часть испытывает восходящие
движения со скоростями до 4-6 мм/год. С севера свод ограничен Манычским грабено-
образным прогибом, в пределах которого за четвертичное время проявилось абсолютное
прогибание до -50 + -70 м, со скоростями СВДЗП -2 + -4 мм/год [17]. Манычское депрес-
сионное понижение осложняется узкими областями поднятий, расположенными между
пос. Дивное и Зунда-Тонга (Дивненская структура), а также у устья Егорлыка (Сальский
вал), где скорости СВДЗП составляют 1-2 мм/год.
Исходя из изложенных фактов, попытаемся с позиций, несколько отличных от обще¬
принятых, рассмотреть историю Маныча на последних этапах его развития, начиная с того
момента, когда воды карангатского моря ингрессировали вплоть до устья Калауса [1,3, 5].
Судя по тому, что дальше они проникнуть не могли, здесь, в наиболее узком месте пролива,
дельтовые отложения и в то время играли роль своеобразной "пробки". Данные по буровым
скважинам [3] показывают, что на начальных этапах карангатской трансгрессии в Зап. Ма-
ныче был глубокий эстуарий, где отлагались глинистые пески на отметках около -10 м.
Сверху без размыва и перерыва спокойно залегают гирканские, по [1—3], или поздне¬
хазарские, по [4, 5], отложения, содержащие смешанную хазарскую и хвалынскую фауну.
Они бывают связаны переходными слоями с карангатскими отложениями, где присутствуют
как каспийские, так и средиземноморские виды. Все это указывает на постепенное
вытеснение черноморских вод каспийскими при их ингрессии по долине Воет. Маныча.
Вероятно, гирканская трансгрессия происходила синхронно одной из стадий карангатской
трансгрессии, превысив свой уровень лишь на последних этапах своего развития, что и
спровоцировало сток Каспия в Черное море.
Следующим крупным этапом в развитии Маныча было образование Буртасского озера,
которое занимало значительную часть Манычской депрессии, протягиваясь на запад до
Ростова-на-Дону. В этом озере образовалась дельта Дона и Сальска, которая сейчас пред¬
ставляет собой Доно-Сальское междуречье. На востоке озеро выходило на Прикаспийскую
низменность, его отложения вскрываются восточнее Чолон-Хамура (мыса на ЮВ оконеч¬
ности Ергеней) [3]. Мощность озерных отложений местами достигает 30-35 м, с самого
начала своего образования озеро было проточным. Выполненный нами анализ отметок
кровли буртасских отложений по буровым скважинам [3] и литературным материалам [2]
показывает, что в устье Зап. Маныча она залегает на +10 м абс. По направлению к Каспию
кровля плавно повышается до 25 м абс. в районе устья балки Улан-Зуха и до 30 м у устья
Чограя. Следовательно, озеро было слабопроточным и на последних этапах своего сущест¬
вования, сток происходил в сторону Черного моря, а уклон поверхности воды составлял не
более 0,00004.
Выход озерных отложений за пределы Маныча на Прикаспийскую низменность позво¬
ляет утверждать, что море в это время стояло на этих же отметках, подпруживая тем самым
озеро, т.е. осадконакопление и подъем уровня озера происходили одновременно с подъе¬
мом уровня Каспия, причем долгое время озеро было отделено от моря серией береговых
баров и представляло в восточной приморской части лагуну. Это способствовало накоп-
80

Рис. 4. Схематический геологический профиль долины Зап. Маныча у х. Красный Кут по [3]
Условные обозначения см. рис. 2
лению здесь лагунных солоноватоводных отложений, подтверждением чему служат как
характер отложений, так и видовой состав фауны, приводимые Г.И. Горецким [2] и Г.И. По¬
повым [3]. Образованию озера и активному отложению осадков в нем способствовало
повышение обводненности территории и, в связи с этим, большой вынос реками и времен¬
ными водотоками мелкозернистого материала.
После накопления буртасских озерных суглинков был этап субаэрального развития тер¬
ритории, когда формировалась толща покровных суглинков, кровля буртасских отложений
размывалась реками (рис. 2) и формировались эрозионные врезы как в Воет. (рис. 3), так
и Зап. Маныче. Так, в Зап. Маныче был выработан мощный эрозионный врез, где размы¬
ты буртасские, карангатские и древнеэвксинские отложения вплоть до сарматских глин
(рис. 4). Необходимо подчеркнуть, что базальный горизонт во врезе представлен здесь ал¬
лювиальным песчано-галечным материалом и расположен на отметке -20 м, вверх по тече¬
нию он продолжается до устья р. Ср. Егорлык.
Согласно Г.И. Попову [3] и другим исследователям, описываемый врез заполнен отло¬
жениями так называемой сурожской трансгрессии, существование которой вызывает споры
до настоящего времени [5, 18, 19]. По нашему мнению наличие отложений сурожской
трансгрессии в Маныче вызывает сомнение хотя бы потому, что уровень сурожского бас¬
сейна находился на -15 ^-20 м абс., и его отложения на побережье Черного моря обна¬
жаются в приурезовой зоне только на участках активных тектонических поднятий. В то же
время в Зап. Маныче кровля этих отложений залегает гораздо выше, на отметках до
20 м абс. Более вероятным, на наш взгляд, является следующий вариант развития Маныча.
Очередной трансгрессивный этап Каспия в раннехвалынское время привел к ингрессии
вод в устьевую часть вновь проработанной долины Воет. Маныча, причем проникновение
моря вверх по долине началось гораздо раньше, чем уровень Каспия достиг 50 м. Об этом
свидетельствует спокойное осадконакопление мощной толщи (22 м) глин и суглинков, кото¬
рое началось еще при уровне моря около 10 м. Последующий очень медленный переток вод
81

в Черное море начался, судя по подошве нижнехвалынских отложений на водоразделе, при
уровне моря около 30 м. На это указывают отмечающиеся в самой узкой части пролива
мощные (10-15 м) толщи нижнехвалынских супесей и суглинков, спокойно залегающих на
буртасских глинах до отметок +30-35 м.
Именно поэтому нельзя согласиться с утверждением, что "первый поток, хлынувший на
запад по Манычской долине, начал пропиливать водораздел, имевший до начала водосбора
около 50 м абс." [5, с. 97]. Наоборот, проникновение вод в разработанную долину было
постепенным, сначала возникла приустьевая лагуна, затем глубоко вдающийся в Воет.
Маныч эстуарий, одна ветвь которого внедрилась в приустьевую часть Калауса, а вторая
поднялась вверх по Манычу. Переток вначале был очень медленным, шло растекание кас¬
пийских вод по эрозионным понижениям, выработанным в центральной части бывшего
Буртасского озера в период его осушения. По мере продолжающейся трансгрессии воды
проникали все далее на запад, заполнили наиболее широкую часть депрессии (где до обра¬
зования водохранилищ было озеро Маныч-Гудило), подошли к устью Б. Егорлыка и потек¬
ли далее уже по разработанной долине. Дальнейший переток происходил одновременно с
подъемом уровня Каспия до 45-50 м абс., причем медленные изначально скорости течения в
дальнейшем, по мере подъема уровня воды в проливе, возрастали незначительно, особенно
в восточной и центральной частях, так как уклоны здесь, даже на заключительном этапе,
в период максимума раннехвалынской трансгрессии составляли менее 0,0001. Поэтому дно
пролива не углублялось, а шло спокойное осадконакопление мелкозернистого материала
даже в самой узкой части пролива у Зунда-Толга, где, как уже отмечалось, накопились
10-15 метровые толщи осадков, а также в Воет. Маныче, где отложилось около 20 м глин
и суглинков.
В Зап. Маныче также происходило заполнение вреза осадками как речными, так и мор¬
скими, причем последние содержали не только каспийскую фауну, но и черноморскую
(карангатскую), что объясняется перемывом и переотложением осадков в процессе глу¬
бинной и боковой эрозии дна и берегов пролива, которые, надо отметить, несомненно,
сопровождали каждый ингрессионно-эрозионный цикл развития Маныча. По мере за¬
полнения описываемого вреза осадками с -20 м до -10 м уклоны его уменьшались, скорость
течения ослабевала, что обусловило накопление супесчано-суглинистых осадков (рис. 4).
Такой ход событий подтверждается тем, что, начиная от устья Егорлыка, нижнехвалынские
отложения залегают лишь во врезе. Вне его пределов буртасские отложения залегают
непосредственно под покровными суглинками мощностью местами более 10 м. Таким обра¬
зом, раннехвалынские воды образовали сравнительно широкий пролив (7-8 км) в районе
Зунда-Толга, который расширялся в центральной части до 40 км, затем резко сужался в
районе дельты Б. Егорлыка и далее не выходил за границы палеодолины этой реки, имея
ширину не более 4-5 км. Если в восточной и центральной частях пролива скорости потока
были небольшими, то в западной - за счет большего уклона тальвега палеовреза они
возрастали, особенно на первых этапах развития раннехвалынского пролива.
Особо следует остановиться на истории развития в раннехвалынское время расширенной
центральной Маныч-Гудиловской части пролива, рельеф которой осложнен своеобразными
длинными и высокими грядами-буграми (относительная высота 15-25 м), разделенными глу¬
бокими ложбинами, "подманками", бессточными или проточными, занятыми в настоящее
время солеными озерами и лиманами. Все исследователи обращали внимание на эти не¬
обычные формы рельефа. Вот как образно описывал их В. Богачев: "На поверхности этой
равнины много довольно узких и овальной формы бугров. Бугры эти, образовавшиеся, по
всей вероятности, еще под влиянием течения, бывшего в проливе, все расположены парал¬
лельно между собой и тянутся в одном и том же направлении с востока на запад" [20, с. 134].
Морфологический облик гряд напоминает бэровские бугры, что позволило ряду иссле¬
дователей проводить между ними аналогию [21, 22]. В дальнейшем возобладала точка зре¬
ния, что эти формы рельефа являются останцами размыва, образованными в результате
глубинной эрозии во время бурного перетока Каспия. Согласно утверждениям исследова¬
телей, буртасские отложения, выполняющие Маныч до 45-50 м и формирующие террасу
на этом уровне, размывались достаточно активно, в результате чего возникло несколько
ложбин стока и разделяющие их гряды. Следствием этого явилось общее понижение
поверхности Манычского прогиба и образование следующего террасового уровня на от¬
метках 22-25 м. Однако со всем вышеизложенным трудно согласиться по нескольким
причинам.
Во-первых, если гудиловские суглинки относить к озерным отложениям, то уровень Бур¬
тасского озера пришлось бы поднять до 45-50 м, что не совпадает, как справедливо замечал
82

м
Рис. 5. Геолого-литологический разрез у п. Дивное по [13]
Отложения: / - современные делювиальные (суглинок лессовидный), 2 - верхнечетвертичные эоловые
(суглинки лессовидные), 3 - верхнечетвертичные аллювиальные (буртасские), 4 - среднечетвертичные
эоловые (ательские суглинки), 5 - среднечетвертичные (хазарские) морские и аллювиальные
Г.И. Горецкий [1], с остальной частью Манычской долины, где уровень озера мог быть
не выше 25-30 м. Действительно, проведенный нами детальный анализ профилей,
приведенных в [3], показал, что озерные отложения нигде не залегают выше 30 м. На это
указывают и материалы Л.Г. Бабаева [13], согласно которым водораздел Воет. Маныча
и Калауса, являющийся южным бортом центрального Маныча, перекрыт покровными суг¬
линками, мощностью до 45 м, ниже которых залегают древние аллювиальные отложения.
Самая высокая терраса, развитая здесь наиболее широко, расчленена долинообразными
понижениями - подманками. Ширина террасы 2,5-10 км, на юге она прислоняется к борту
долины, сложенному покровными ательскими суглинками дохвалынского возраста, а на
востоке сливается с поверхностью Прикаспийской низменности. Максимальная высота
террасы у тылового шва около 45 м, однако, сверху она перекрывается толщей покровных
суглинков мощностью до 15 м, т.е. поверхность непосредственно самой террасы имеет здесь
высоту около 30 м абс. Следовательно, это и был максимальный уровень воды в проливе
в то время, так как иначе были бы размыты ательские суглинки, которые, однако,
повсеместно сохранились и залегают в бортах пролива до отметок 60 м абс. (рис. 5).
Во-вторых, рассмотрим состав осадков, слагающих гряды. Г.И. Горецкий [1] одним из
первых обратил внимание на то, что бугры и гряды сложены весьма своеобразными суг¬
линками: карбонатными, слюдистыми, загипсованными, коричневато-желтого цвета, неясно
слоистыми, с рассеянными мелкими обломками раковин. Эти суглинки ни литологически,
ни фаунистически, по мнению автора, не похожи на буртасские, что дало ему вывод
выделить самостоятельные, т.е. гудиловские отложения. Непосредственно под гудилов-
скими суглинками, слагающими бугры и гряды, залегают настоящие, фаунистически
надежно датируемые буртасские озерные глины. В теле бугров иногда прослеживаются
супесчаные прослои с лиманно-каспийскими моллюсками, названные Г.И. Горецким
абескунскими слоями [1]. Эти отложения в центральной части Маныча залегают только
лишь в теле бугров и, что очень важно отметить, в бортах долины не встречаются. Выше
абескунских слоев залегают лессовидные покровные суглинки, часто с погребенной почвой,
мощность которых достигает 10 м и более, т.е. относительная высота увалов в момент их
образования была значительно ниже, около 8-12 м.
В-третьих, мы уже отмечали спокойный характер осадконакопления в самом узком
месте Манычского пролива, у Зунда-Толга, поэтому тем более в центральной расширенной
части пролива следует ожидать небольших скоростей течения, благодаря увеличению жи¬
вого сечения потока. Наоборот, скорости здесь должны были падать и возрастать лишь у
устья Б. Егорлыка, где поток вновь резко сужался и где, вероятно, на начальных этапах
перетока вод из Каспия последние были подпружены дельтовой "пробкой" Ср. и Б. Егорлы¬
ка. Таким образом, скорости течения в центральной части пролива было явно недостаточно
83

для столь значительной глубинной эрозии, способной привести к понижению ложа пролива
почти на 20 м.
Все вышесказанное позволяет предположить, что гряды-бугры являются аналогом бэ-
ровских бугров (но более древними формами, по сравнению с типичными бэровскими буг¬
рами в дельте Волги), которые, по-нашему мнению, были своеобразными донными форма¬
ми пластового потока [7]. Последний расширялся в Маныч-Гудиловской котловине, а затем
вновь сужался у устья Б. Егорлыка, врезаясь в дельтовые отложения. Максимальная глу¬
бина потока должна была составлять, судя по высоте бугров, около 15 м. При осушении
пролива эти формы рельефа остались на поверхности и на них началось формирование тол¬
щи покровных суглинков. Между буграми много замкнутых котловин, что также говорит
в пользу их образования на дне, так как такие замкнутые понижения не могли бы обра¬
зоваться при действии однонаправленных потоков, размывающих ложбины.
Итак, в центральной части Манычской долины нет высокой террасы (45-50 м) ранне-
хвалынского возраста, нет ее и восточнее в устье Калауса, где по долине выделяется лишь
25-30-метровая терраса этого возраста. В устьевой части Воет. Маныча терраса, отвечаю¬
щая максимуму ранней хвалыни, сохранилась преимущественно вдоль ставропольского
склона, где она достигает ширины 5-7 км при высоте 50-55 м абс., а также в виде узкой
полосы у подножия м. Чолон-Хамура [23, 24]. Восточнее с. Мусса-Аджи терраса входит в
Маныч, располагаясь на 22-25 м выше русла р. Маныч. Однако, принимая во внимание тот
факт, что СВ склон Ставропольской возвышенности, а также высокие террасы перекрыты
сверху мощной толщей покровных суглинков [12, 13, 23], реальная высота террасы меньше
и составляет около 35-40 м.
Следующий этап развития Маныча вновь характеризовался субаэральными условиями,
когда на нижних отрезках рек формировались переуглубленные долины, обусловленные
падением уровней Каспия (енотаевская регрессия) и Черного моря (послекарангатская
регрессия - до -80 м). Енотаевскую регрессию сменила позднехвалынская трансгрессия.
Каспийские воды вновь, как и в раннехвалынское время, заполнили приустьевой участок
переуглубленной долины Калауса и образовался эстуарий. Когда уровень моря достиг
отметок 0 - +3 м, вероятно, начался переток по палеоврезу каспийских вод в Черное море,
следами которого являются бэровские бугры, расположенные в пределах Прикаспийской
низменности. Судя по имеющимся датировкам по С14 раковин моллюсков, захороненных в
теле бэровских бугров, самый молодой их возраст составляет 9600 ± 500 лет (МГУ-1488),
следовательно, соединение Каспия и Черного моря было не позднее этого времени. Черное
море тогда было в регрессивной стадии и стояло на отметках около -40 ^ 45 м [25].
Затем начался голоценовый этап развития Маныча. Как уже говорилось, в настоящее
время имеются лишь отдельные данные о переуглубленных долинах Калауса и Егорлыка,
которые в начале голоцена имели глубину вреза около 10 м и впоследствии, при повышении
базиса эрозии, были заполнены осадочными толщами [15]. Так, повышение уровня и пе¬
реток Черного моря в Каспий, скорее всего, было приурочено к начальной стадии каламиц-
кой трансгрессии (2-4 м абс.), которая произошла 7,0-5,9 тыс. л.н. и характеризовалась
глубокой ингрессией моря в приустьевые участки долин крупных рек [25]. Именно в это
время, вероятно, сюда проникли по проливу раковины моллюсков Cerastoderma glaucum
(Cardium edule). Ширина пролива, судя по поперечным профилям, приведенным в [3], могла
достигать двух км в самом узком месте Воет. Маныча, а уровень воды понижался от Чер¬
ного моря к Каспию от отметок +2 т +4 м до -5 -г- -10 м около устья Калауса и далее,
в сторону береговой линии Каспия того времени, еще ниже. Последний в это время нахо¬
дился на низких гипсометрических отметках, приуроченных по времени к концу регрессив¬
ной мангышлакской - началу трансгрессивной новокаспийской стадии.
Новокаспийская трансгрессия привела к очередному заполнению палеовреза мощной
толщей осадков аллювиального и лиманно-морского генезиса, поэтому к настоящему вре¬
мени геоморфологических признаков существования пролива не сохранилось, так как па¬
леоврез не выражен в рельефе. Выявление и картографирование палеодолины по Манычу,
а также в пределах западной Прикаспийской низменности, к сожалению, сопряжено с боль¬
шими трудностями, связанными, во-первых, с редким расположением скважин в данном
районе и, следовательно, с неполной геологической информацией. Во-вторых, характер
отложений, заполняющих палеоврез, по литологическому составу практически идентичен
отложениям, слагающим его борта. Кроме того, осадки подвергались неоднократным раз¬
мывам и переотложениям, что привело к нарушению стратиграфической последователь¬
ности, поэтому возникают большие трудности при интерпретации уже имеющихся геологи¬
ческих материалов.
84

Отличительным признаком отложений палеодолины должно быть присутствие в них
раковин моллюсков Cerastoderm glaucum на глубинах около 10 м, а в приустьевой части Воет.
Маныча, в частности в районе Состинских и Можарских озер и на более низких отметках (в
направлении к бывшей береговой линии Каспия). Таким образом, само по себе отсутствие
раковин этого моллюска, как непосредственно на поверхности Манычской депрессии, так
и в редких имеющихся скважинах, которые могли просто не подсечь палеоврез, не должно
останавливать нас в дальнейших поисках доказательств соединения Черного и Каспийского
морей в конце позднего плейстоцена - начале голоцена.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Горецкий Г.И. О палеогеографии Приазовья и западного Приманычья в узунларско-гирканский и бур-
тасский века // Вопросы географии. 1953. № 33. С. 190-221.
2. Горецкий Г.И. Буртасское среднеантропогеновое озеро и проблема колебания уровня Мирового океана
в связи с оледенениями // Бюл. МОИПа. Отд. геол. 1958. Т. XXXIII (2). С. 67-80.
3. Попов Г.И. Плейстоцен Черноморско-Каспийских проливов. М.: Наука, 1983. 214 с.
4. Свитой А.А., Селиванов А.О., Янина Г.А. Палеогеографические события плейстоцена Понта-Каспия
и Средиземноморья. М.: Изд-во МГУ, 1998. 290 с.
5. Федоров П.В. Плейстоцен Понто-Каспия. М.: Наука, 1978. 164 с.
6. Бадюкова Е.Н. Еще раз о генезисе бэровских бугров// Вестник МГУ. Сер. геогр. 1999. №4.
С.52-61.
7. Бадюкова Е.Н. Геоморфологические признаки существования "пластовых" потоков в Северном При-
каспии в хвалынское время // Вестник МГУ. Сер. геогр. (в печати).
8. Проблема Манычей. Р.-н-Д. 1926. Вып. 1. 86 с.
9. Бабанский М.М. Элементы гидрохимии реки Калауса // М-лы по изучению Ставропольского края.
Ставрополь: 1956. Вып. 8. С. 133-170.
10. Дао Динь Бак. Геоморфологическое районирование и современные экзогенные процессы Ставропольской
возвышенности: Автореф. дис. ... канд. геогр. наук. М.: МГУ, 1981. 198 с.
11. Черновалов МД. Водная эрозия в пределах Ставропольской возвышенности // Северный Кавказ. Став¬
рополь: Став, госпединститут, 1969. С. 87-97.
12. Сафронов И.Н. Палеогеоморфология Северного Кавказа. М.: Недра, 1972. 157 с.
13. Бабаев Л.Г., Царев П.В. Лессовые породы центрального и восточного Предкавказья. М.: Наука, 1964.
245 с.
14. Панин А.В., Сидорчук А.Ю., Чернов А.В. Макроизлучины русел рек ЕТС и проблемы палеогидрологи-
ческих реконструкций // Водные ресурсы. 1992. № 4. С. 93-96.
15. Гниловской В.Г., Сафронов И.Н. Геоморфологическая характеристика и площади североставро¬
польской и пелашадинской газоносных структур // Северный Кавказ. Ставрополь: 1969. С. 3-32.
16. Менабде И.В., Свиточ А.А., Янина Т.А. Палеогидрология Маныча в позднем плейстоцене // Водные
ресурсы. 1991. № 1. С. 5-10.
17. Белоусов Т.П., Энман С.В. Морфоструктурный план и тектонические движения Ставропольской
возвышенности на четвертичном и современном этапах развития // Геоморфология. 1999. № 4.
С. 56-69.
18. Арсланов Х.А., Гей Н.А., Измайлов Я.А. и др. О возрасте и климатических условиях формирования
осадков позднеплейстоценовых морских террас побережья Керченского пролива // Вестник ЛГУ. Геол.
и геогр. 1983. Вып. 2. № 2. С. 69-78.
19. Попов Г.И., Зубаков В.А. О возрасте сурожской трансгрессии Причерноморья // Колебания уровня
Мирового океана в плейстоцене. Л.: ГО СССР, 1975. С. 113-115.
20. Богачев В. Степи бассейна Маныча // Изв. Геолкома. 1903. Т. 22. № 2. С. 74-160.
21. Бэр К. Ученые записки о Каспийском море и его окрестностях //Зап. ИРГО. СПб.: 1856. С. 125-153.
22. Данилевский П.Я. Извлечение из письма о результатах поездки на Маныч // Зап. ИРГО. 1869. Кн. II.
185 с.
23. Жуков М.М. Стратиграфия четвертичных отложений и геоморфология района восточного спуска Ма-
нычекого водного пути //Тр. МГРИ. 1938. Т. XII. С. 112-119.
24. Николаев В.А. К истории Восточного Маныча в четвертичное время // Изв. АН СССР. Сер геогр.
1958. № 2. С. 88-94.
25. Балабанов И.П., Измайлов Я.А. Изменение уровенного и гидрохимического режима Черного и Азовского
морей за последние 20 тыс. лет // Водные ресурсы. 1988. № 6. С. 54-62.
Московский государственный университет
Географический факультет
Поступила в редакцию
25.02.2000

ON THE POSSIBILITY OF THE CASPIAN AND THE BLACK SEAS
INTERCONNECTION IN THE LATE PLEISTOCENE-HOLOCENE
K.N. BADYUKOVA
SUMMARY
An analysis of largest river valleys in the Manych region and geologic data has shown that Baer's mounds
may be considered to be formed by "flat water flow" coursed to Manych. Delta deposits of Kalaus river serve now
as watershed between the Black Sea and the Caspian Sea. Kalaus and Yegorlyk rivers formed deep erosion
incising during regressions and the history of seas' interconnection is close related to the development of these
rivers. Author concludes that in the Late Pleistocene the water flew from the Caspian to the Black Sea and in the
Early Holocene - in reverse. During this period shells of the Cerastroderma glaucum spread into the Caspian Sea
along the Manych strait.
КОММЕНТАРИИ РЕЦЕНЗЕНТА К СТАТЬЕ Е.Н. БАДЮКОВОЙ
"О ВОЗМОЖНОСТИ СОЕДИНЕНИЯ КАСПИЙСКОГО И ЧЕРНОГО МОРЕЙ
В ПОЗДНЕХВАЛЫНСКОЕ И ГОЛОЦЕНОВОЕ ВРЕМЯ"
В статье Е.Н. Бадюковой рассматривается очень интересный и во многом нерешенный
вопрос о последних этапах соединения по Манычу Каспийского и Черного морей. Своей по¬
становкой он во многом обязан загадочности проникновения моллюска Cerastoderma glaucum
(Cardium edule) из Понта в новокаспийское море и далее в Арал и неясности образования
бэровских бугров. Несмотря на критическое отношение к фактологическому обоснованию
выводов автора, статья была рекомендована мною для публикации в журнале "Геоморфо¬
логия". Представляется, что появление этой работы вызовет новый интерес к поставлен¬
ному вопросу и будет стимулировать поиски его решения.
По заключению Е.Н. Бадюковой, в позднехвалынское и новокаспийское времена между
Черным и Каспийским морями существовала связь по палеоврезам рр. Кал уса, Егорлыка
и др. Ранее у исследователей, непосредственно работавших на Маныче и владевших обшир¬
ным фактологическим материалом (К.И. Лисицин, Г.И. Попов, В.А. Николаев, Г.Н. Родзян¬
ко и др.), такая идея никогда не возникала. Посмотрим, как аргументировано это смелое
предположение автором.
Содержание большей части статьи прямо не относится к поставленным вопросам и, не¬
смотря на множество возражений, критически не рассматривается. Однако авторские со¬
ображения, согласно которым останцовые гряды в депрессии Маныча признаны аналогами
бэровских бугров, но более древнего (раннехвалынского) возраста, не могли не привлечь
моего внимания. Это заключение следовало бы доказать документальным описанием мор¬
фологии, характера местоположения и, главное, строения гряд. В статье этого нет; по-види¬
мому, автор не имеет такого материала, а то, что заимствовано у других исследователей,
никак не свидетельствует об аналогичности этих форм буграм Бэра.
Описываемые гряды сложены суглинками коричнево-желтыми, карбонатными, загипсо¬
ванными, неясно слоистыми. В то время как основной структурный элемент бэровских буг¬
ров - бугровая толща - пачка песков темно-коричневых с очень характерной текстурой -
крутой диагонально-косой слоистостью. Гряды перекрыты покровом лёссовидных субаэраль-
ных пород мощностью до Юм, чего у бугров Бэра нет; для их накопления была нужна
длительная эпоха. Результаты исследований свидетельствуют, что отложения, слагающие
гряды, более древние, чем раннехвалынские, которые широко развиты в проливе и содер¬
жат солоноватоводную раннехвалынскую малакофауну. По-видимому, прав был Г.И. Го-
рецкий, относивший эти гряды к эрозионным формам.
Представляется, что для специалиста-геоморфолога Е.Н. Бадюковой основным аргумен¬
том в пользу справедливости своего предположения о существовании молодых проливов
явился сам факт наличия сквозной депрессии рельефа по всему Манычу с отметками ложа
от 0 м и ниже. Ее образование описывается в статье одной фразой: "Следующий этап в раз¬
витии Маныча вновь характеризуется субэральными условиями, когда на нижних отметках
86

рек формировались переуглубленные долины, обусловленные падением уровней Каспия
(енотаевская регрессия) и Черного моря (послекарангатская регрессия)". По мнению авто¬
ра, именно по этим переуглублениям и происходил переток позднехвалынских вод в Черное
море и черноморских с Cerastoderma glaucum (Cardium edule) в Каспий.
Что это за переуглубления, какова их гипсометрия и как они образуют молодой сквоз¬
ной, глубоко врезанный, но уже погребенный пролив протяженностью более 700 км на от¬
метках ниже Ом- ответа нет. Не приведено и никаких доказательств наличия в ложе про¬
лива фаунистически охарактеризованных верхнехвалынских и новокаспийских осадков.
Имеющиеся в настоящее время фактологические данные свидетельствуют об отсутствии
пролива между Каспием и Черным морем в послераннехвалынское (20-11 тыс. л.н.) время.
По материалам бурения, обобщенным в 1983 г. Г.И. Поповым, по всей протяженности
Маныча ложе самых молодых - нижнехвалынских морских осадков находится на абс. отм.
от +10 до +26 м, т.е. для перетока до депрессии вод позднехвалынского и черноморского
бассейнов, располагавшихся на отметках около 0 м, не было никакой возможности. Фауни¬
стически охарактеризованные верхнехвалынские и новокаспийские отложения в Западном
Прикаспии распространены до абс. отм. (соответственно) 0 и -20 м. Между участками их
распространения и Восточным Манычем находится обширная равнина Западного Прикас-
пия с отм. от +50 до 0 м, сложенная нижнехвалынскими осадками без всяких геоморфо¬
логических (глубокие врезы) и геологических (осадки) следов наличия позднехвалынского
и новокаспийского проливов. По Е.Н. Бадюковой, это объясняется недостаточной геологи¬
ческой изученностью территории и "сокрытием" следов пролива современными континен¬
тальными осадками. Трудно с этим согласиться - на этих площадях проведено средне- и
крупномасштабное геологическое картографирование с большим объемом горных выра¬
боток. В Западном Прикаспии пролив не трассируется ни данными бурения, ни поверх¬
ностной съемкой.
Если же немного пофантазировать и представить существование по речным долинам
перетока черноморских вод в Каспий, то и тогда, в условиях их полного опреснения речной
водой с Кавказа, проникновение в новокаспийское море морского моллюска Cardium edule
исключено. Главным фактологическим аргументом против существования позднехвалын¬
ского и новокаспийского проливов по Манычу является полное отсутствие молодой геомор¬
фологической формы и выполняющих ее фаунистически охарактеризованных морских осад¬
ков. В депрессии Маныча по данным бурения прекрасно прослеживаются глубокие врезы,
заполненные осадками бакинского, раннехазарского (древнеэвксинского), узунларского,
позднехазарского (карангатского) и раннехвалынского бассейнов, однозначно указывающие
на наличие в эти эпохи связи между Каспием и Понтом. Казалось бы, следы более молодых
проливов должны сохраниться лучше, а их нет. Причина одна - их просто не было.
К сожалению, интересная авторская мысль в статье Е.Н. Бадюковой фактологически не
раскрыта. Вопросы генезиса бугров Бэра и проникновения моллюска Cardium edule в Каспий
еще ждут своего решения.
АЛ. Свитон
УДК 551.4.042(282.247.41)
© 2001 г. В.А. БРЫЛЕВ, Е.Н. СТРЕЛЬЦОВА, А.В. АРЕСТОВ
ИЗМЕНЕНИЕ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ И ЛАНДШАФТОВ
В ВОЛГО-АХТУБИНСКОЙ ПОЙМЕ В СВЯЗИ С ЗАРЕГУЛИРОВАНИЕМ
ГИДРОЛОГИЧЕСКОГО РЕЖИМА ВОЛГИ
За последние десятилетия происходят постоянные антропогенные нагрузки на природ¬
ную среду, что приводит к региональным, а возможно и глобальным изменениям в природе.
Зачастую эти изменения носят негативный характер. Одним из таких регионов является
бассейн самой водоносной реки в Европе, Волги. В данной статье мы рассмотрим некото¬
рые геоморфолого-ландшафтные изменения, происходящие в результате хозяйственной
деятельности человека в пределах Волго-Ахтубинской поймы - последнего большого
участка поймы Волги.
87

Волго-Ахтубинская пойма - уникальное природное образование, возникшее в ре¬
зультате расхождения р. Волги (вправо), а ее рукава Ахтубы (влево) после хвалын-
ских регрессий, по поверхности палео-Прикаспийской низменности [1-3]. В заложе¬
нии и конкретном положении Волго-Ахтубинской поймы определенную роль сыграли
соляно-купольные структуры и разломы, уходящие до фундамента Прикаспийской впа¬
дины [4]. Пойма сложена толщами нормального (равнинного) руслового и пойменного
аллювия.
Возраст ее голоценовый [5] и в настоящее время пойма - это обширное до 30 км
шириной образование на 20-25 м врезанное в четвертичные отложения, которыми
выстлана Прикаспийская впадина. Верхними стратиграфическими компонентами послед¬
ней являются хвалынские отложения в районе Волгограда и Волжского, енотаевские
суглинки в средней части и верхнехвалынские пески и супеси в нижней части бортов
поймы.
Согласно топокартам, аэро- и космофотоматериалам, поверхность Волго-Ахтубинской
поймы представлена гривами-веерами блуждания, серповидными озерами - старицами,
излучинами рек.
Интразональные ландшафты Волго-Ахтубинской поймы сформировались на фоне При¬
каспийской полупустыни под влиянием почти ежегодного затопления поверхности поймы
полыми водами. К началу заселения территории человеком, возможно структура естествен¬
ных угодий была таковой: леса (дуб, тополь, ива и др.) - 40%, луга и кустарники - 40%,
водно-болотные угодья - 20%.
Общеизвестно, что с началом сооружения каскада Волжских ГЭС возникло множество
проблем, в том числе и проблемы, связанные с изменением гидрологического режима Вол¬
ги. Прежде всего, следует отметить уменьшение объема стока Волги. Изменилось и внутри¬
годовое распределение стока, в результате чего высоты и продолжительность весенних
паводков сократились, уровень грунтовых вод понизился, произошло разобщение и изоля¬
ция верхних подземных водоносных горизонтов, отмирание ряда протоков и ериков. В ко¬
нечном итоге это приводит к засолению почв, усыханию лесов, остепнению лугов на воз¬
вышенных участках, а также к уменьшению или прекращению накопления пойменного ила.
Если до постройки ГЭС гидрологический режим Волги зависел от гидрологических условий
года, то в настоящее время основная роль в регулировании стока принадлежит человеку.
От гидрологических особенностей режима Волги зависит и состояние природных комп¬
лексов и процессов Волго-Ахтубинской поймы. Режим стока зарегулированной Волги
контролируется установленными правилами эксплуатации гидроузлов, а также диспетчер¬
скими графиками выработки электроэнергии, соответственно которым выбраны парамет¬
ры зарегулированного режима. Эти параметры меняются в процессе эксплуатации, по мере
ввода в действие новых гидроузлов [6, 7].
Таким образом, геоморфологические процессы в долине Волги подчинены не только
физическим факторам, но и водохозяйственным и технико-экономическим расчетам, кото¬
рые призваны обеспечить хозяйственный эффект при эксплуатации гидроузлов.
В результате многолетних наблюдений (с 1881 по 1998 гг.) по данным Нижневолжского
Волгоградского бассейнового управления, была составлена таблица максимальных расхо¬
дов воды в половодьях и среднегодовых расходов на постах у Царицына-Волгограда. На
основе данной таблицы были построены графики максимальных расходов воды в павод¬
ках (рис. 1) и среднегодовых расходов (рис. 2) на постах у Царицына-Волгограда, на кото¬
рых прослеживается определенная закономерность в изменении гидрологического режима
р. Волги. Анализ полученных данных, показал минимальное, максимальное и среднее зна¬
чения расходов воды в половодье, которые составили соответственно 17,1 тыс. м3/с(1891 г.),
59.0 тыс. м3/с (1926 г.), 30-32 тыс. м3/с (до постройки Волжской ГЭС), а среднегодовой
расход составлял 8 тыс. м3/с. В настоящее время в связи с зарегулированием Волги плоти¬
нами ГЭС эти значения составили: минимальное - 23,7 тыс. м3/с (1959 г.), максимальное -
34.1 тыс. м3/с (1979 г.) и среднее - 26,0 тыс. м3/с. Последние два десятилетия только дважды
максимальный расход превысил 30 тыс. м3/с - это 1979 г. и 1991 г., остальные годы были
среднемаловодными. В 1999 году зарегистрированный максимальный расход воды (в мае)
составил 26,0 тыс. м3/с, в настоящее время среднегодовой расход воды через Волгоградский
гидроузел установлен в объеме 7 тыс. м3/сек.
Анализируя построенные графики расходов воды можно весь рассматриваемый период
(117 лет) разбить на мезоциклы:
1. Мезоцикл с 1881 по 1921 гг., продолжительностью 40 лет. Внутри мезоцикла характер¬
ны 8-11-летние циклы, отражающие природную цикличность.
88

Максимальный расход, тыс. м3/с
Рис. 1. Максимальные расходы реки Волги в паводок в створе "пост Волгоград" по годам
2. Мезоцикл с 1922 по 1937 гг., продолжительностью 16 лет. Внутри цикла находит¬
ся самый уникальный по водности 1926 год, когда были зафиксированы максимальные
(58 тыс. м3/с) расходы воды в половодье и максимальный среднегодовой расход воды -
12,2 тыс. м3/с.
3. Мезоцикл с 1938 по 1978 гг., продолжительностью 39 лет, когда осуществилось строи¬
тельство большей части ГЭС Волжско-Камского каскада и значительная часть воды (10%
стока) была забрана водохранилищами. Мезоцикл увязывается со строительством гидро¬
технических сооружений в бассейне Волги: с 1937 г. - постройка Иваньковского гидроузла;
с 1956 г. - заполнение Куйбышевского водохранилища, строительство Волжской и Саратов¬
ской ГЭС; в 1975-1981 гг. - строительство последнего гидроузла на Волге - Чебоксарского.
4. Мезоцикл с 1979 г. по настоящее время, продолжительностью более 20 лет. В 1975—
1981 гг. осуществлено заполнение последнего водохранилища на Волге - Чебоксарского.
С 1979 г., когда каскад водохранилищ был в основном заполнен, уже в течение 20 лет отме¬
чаются высокие значения расходов и стока.
Гидротехнические сооружения дали значительный народнохозяйственный эффект,
но вместе с тем выяснилось, что они ведут и к ряду отрицательных последствий: обме¬
лению водных путей и причалов при срабатывании водохранилищ в предпаводочный
период, нарушению естественных условий в местах нереста ценных пород рыб, ухудшению
воспроизводительности полупроходных рыб, сокращению уловов. Изменения геомор¬
фологических процессов и ландшафтов, отмеченные за последние десятилетия, сведены
в таблицу.
Всевозможные воздействия со стороны человека на природу поймы можно подразделить
на: А - прямые (в том числе целенаправленные) и Б - опосредованные (сопутствующие),
впоследствии часто неуправляемые или инспирирующие побочные процессы. Выделяются
также воздействия, влияющие на ббльшую часть природных компонентов или на весь
природный комплекс, и воздействия на отдельные компоненты (табл.). Классификация
антропогенных воздействий на природу Волго-Ахтубинской поймы, построенная по такому
принципу, дает возможность установить наиболее серьезные виды вмешательства со сто¬
роны хозяйственной деятельности на природу поймы, особенно в части скрытых инспири¬
рованных последствий, которые трудно прогнозировать, но еще труднее ими управлять.
89

Среднегодовой расход, тыс. м3/с
сч
годы
Рис. 2. Среднегодовые расходы воды у Волгограда
В конечном итоге, это необходимо с целью смягчения или возможного устранения отрица¬
тельных последствий.
Следует отметить, что прямые воздействия обычно локальны, не сопровождаются сопут¬
ствующими процессами и, за пределами техногенного ареала, как правило, не влияют на
природу [8].
Наиболее мощным фактором, изменяющим в настоящее время природу Волго-Ахтубин-
ской поймы, остается зарегулированный режим Волги. Снижение уровней половодий в сред¬
нем на один метр, объемов пропусков в среднем на 10-12 тыс. м3/с и продолжительности
половодий на две недели привело к ухудшению природного состояния всего природного
комплекса поймы, снижению продуктивности угодий. Известно, что существование азональ¬
ного природного комплекса Волго-Ахтубинской поймы обязано определенному гидрогео¬
логическому режиму Волги. Неосторожное вмешательство и изменение главного природ¬
ного фактора привело к столь быстрому негативному изменению всего ландшафта. Для
улучшения режима следует ограничить суточное регулирование расходов, не проводить
понедельное регулирование, подавать в период нереста в низовья повышенные расходы
достаточные для заливания нерестилищ и сохранения при этом равномерного хода подъема
и спада уровней.
Обработка вышеперечисленных данных позволила выявить, что расход воды после
постройки ГЭС значительно снизился, что видно на графике (рис. 1). Это в свою очередь
оказывает негативное влияние на Волго-Ахтубинскую пойму, т.е. приводит к дефициту
влаги в ее некоторых участках. В связи с этим, последние, поймой назвать нельзя, по¬
скольку согласно ГОСТу 1979-73 пойма - это часть речной долины, затапливаемая в период
половодий и паводков. На этих участках формируются своеобразные экосистемы, связан¬
ные в первую очередь с изменением солевого состава грунтовых вод и происходящих на
фоне нехватки влаги деформаций азональных пойменных почв в зональные. Их можно
выделить в особую категорию пойм, подвергшихся мощному антропогенному воздействию.
Общее количество таких участков составляет примерно 25% от общей площади Волго-
Ахтубинской поймы.
Следует обратить внимание и на проблемы, связанные с загрязнением водоемов промы¬
шленными и бытовыми стоками. В результате такого воздействия вода рек Волги и Ахтубы
относится к категории загрязненных: в ней установлено превышение ПДК по 5-6 загряз¬
няющим веществам.
Все это говорит о том, что нужно больше внимания уделять проблемам не только круп¬
ных водоемов, но и мелких.
90

Волго-Ахтубинская пойма (пример гидрогенной геотехнической системы (нижний бьеф))
Виды хозяйственной деятельности
и воздействий
Степень воздействия
Сопутствующие и инспирированные процессы,
а также их последствия
на весь природный комплекс
на отдельные компоненты
А. Прямые и целенаправленные воздействия
Застройка площадей
Уничтожение природного комп¬
лекса
Прекращение пойменных
процессов
Микроклиматические изменения
Прокладка дорог, коммуникаций,
строительство дамб
Ленточное уничтожение природ¬
ного комплекса
Локальные стройплощадки, осно¬
вания ЛЭП и др.
Уничтожение микрокомплексов
Устройство полей орошаемого
земледелия
Замена природного комплекса
искусственным геобиоценозом
На микрорельеф, биоту, грун¬
товые воды
Возможное переувлажнение почв, изменение химизма
подземных вод
Обвалование полей и населенных
пунктов
Деградация природного комплекса
Незатопляемость в половодье,
прекращение поемности
Понижение уровня грунтовых вод, их минерализация,
усыхание растительности
Свалки, загрязнение водоемов
На водную фауну
Механическое загрязнение в ареале воздействия
Рекреационная нагрузка
На биоту
Вытаптывание, пожары. Дефляция песчаных отло¬
жений
Неумеренный выпас скота
На биоту
»

vO
ю
Виды хозяйственной деятельности
и воздействий
Степень воздействия
Сопутствующие и инспирированные процессы,
а также их последствия
на весь природный комплекс
на отдельные компоненты
Б. Опосредованные воздействия
Зарегулирование режима Волги
(снижение уровня половодий в
среднем на 1,3 м, продолжитель¬
ностью на две недели и умень¬
шение затопляемости)
В пределах всей Волго-Ахтубин-
ской поймы
Прекращение пойменных процес¬
сов на 80% площади поймы
Прекращение накопления пойменного наилка. Отми¬
рание проток и ериков. Понижение уровня грунтовых
вод, локализация верховодки. Слабое увеличение
минерализации грунтовых вод. Остепнение возвы¬
шенных участков. Усыхание древесной раститель¬
ности
Изменение меженных режимов
В береговой зоне Волги, Ахтубы,
крупных рукавов и ериков
Подтопление низкой поймы.
Пиковые сбросы зимой (до 4-5 м)
Заболачивание, усиление эрозии в русле, ледовая
эрозия берегов, повреждение деревьев
Химическое загрязнение почв
и водоемов
На биоту, водную фауну
Изменение pH
Загрязнение атмосферы
На микроклимат
Загазованность

Выводы
1. Естественный режим природных, в том числе геоморфологических, процессов Волго-
Ахтубинской поймы, существенно изменился, начиная с 60-х годов, когда была построена
последняя крупная Волжская ГЭС у Волгограда.
2. За прошедшее время усилились эрозионные процессы в основном русле Волги, в связи
с понижением ее уреза на приплотинном участке на 50-60 см. В свою очередь, это повлияло
на размываемость берегов Волги, особенно ее левого берега и правого в районе пос. Гор¬
ная Поляна и в черте Волгограда. Берег в этих пунктах отступил на несколько десятков
метров, т.е. со скоростью 1-5 м/год. Ниже Волгограда по правому берегу Волги годовые
скорости размыва достигают 10 м/год.
3. Река Ахтуба в истоке при меженном суточном уровне воды в Волге получает обрат¬
ный ток, в сторону Волги, с которым она соединяется искусственным каналом. В связи
с такой динамикой на берегах Ахтубы усилились эрозионно-аккумулятивные процессы, но
преобладают аккумулятивные.
4. В результате снижения средних уровней половодий примерно на 1 м, на большей части
поймы прекратился пойменный режим и осадконакопление, т.е. образование наилка. Мно¬
гие внутрипойменные протоки (ерики) перестали функционировать и заполняются как
естественным образом, так и в результате техногенеза - свалки, материал строительных
сооружений и др.
5. Показанные геоморфологические и ландшафтные изменения в Волго-Ахтубинской
пойме учитываются как в природопользовании, так и при создании Волго-Ахтубинского
природного парка.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Карандеева М.В. Геоморфология Европейской части СССР. М.: Изд-во МГУ, 1957. 250 с.
2. Николаев В Л. Волго-Ахтубинская пойма // Природа и сельское хозяйство Волго-Ахтубинской долины
и дельты Волги. М.: Изд-во МГУ, 1962.
3. Мещеряков ЮЛ. Структурная геоморфология равнинных стран. М.: Наука, 1965. 390 с.
4. Самборский Ю.П. К вопросу о генезисе рельефа Волго-Ахтубинской долины и его изменения под воздей¬
ствием антропогенного фактора // Природные условия и ресурсы Нижнего Поволжья. Волгоград: 1981.
С. 16-22.
5. Горецкий Г.И. Формирование долины реки Волги в раннем и среднем антропогене. Аллювий Пра-Волги.
М.: Наука, 1966.412 с.
6. Львович М.И. Реки СССР. М.: Мысль, 1971. 351 с.
7. Шеппель П.И. Паводок и пойма. Волгоград: Нижневолжское кн. изд-во, 1987. 230 с.
8. Брылев В.А. Антропогенные воздействия на природные условия Волгоградской агломерации // Природа
Поволжья. Нижний Новгород: 1997. С. 59-70.
Волгоградский Государственный Поступила в редакцию
Педагогический Университет 12.10.99
CHANGES OF LANDSCAPES AND GEOMORPHIC PROCESSES
IN THE VOLGA-AKHTUBA
FLOOD-PLAIN DUE TO VOLGA’S FLOW REGULATING
V.A. BRYLEV, E.N. STRELTSOVA, A.V. ARESTOV
Summary
The natural regime of geomorphic processes in the Volga-Akhtuba flood-plain has been broken by the erecting
of the Volzhskaya hydroelectric plant at Volgograd. Erosion of the river channel has grown due to water
level decrease in the tail race. The left bank of the river in the vicinity of Volgograd has been washed back
to some tens of meters. Erosion-accumulative processes in the valley of Akhtuba were activated. Pollution
of the waters by industrial releases and domestic sewage water exceeds the maximum allowable limit for
5-6 pollutants.
93

УДК 551.4.07(262.5)
© 2001 г. В.А. ВИГИНСКИЙ, В.И. ЕФИМОВ
ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ АЗОВО-ЧЕРНОМОРСКОГО
РЕГИОНА В КАЙНОЗОЕ
Изучению геологического строения, истории становления и развития рельефа Азово-
Черноморского бассейна посвящены десятки работ. Вместе с тем, полученные в последние
десятилетия материалы позволяют по-новому подойти к рассмотрению проблемы форми¬
рования рельефа этого региона, к оценке соотношения процессов его развития с вариация¬
ми эндогенных режимов.
Анализ строения кайнозойских осадочных комплексов
В строении осадочных комплексов содержится важнейшая информация об основных
эпохах осадко- и рельефообразования. Учитывая значимость кайнозойского этапа геомор¬
фогенеза, в работе проанализированы именно кайнозойские комплексы осадочных тел,
выполняющих отдельные котловины Азово-Черноморского бассейна.
В связи со слабой изученностью осадочного выполнения глубоководной Черноморской
котловины, нами рассмотрены сводные разрезы кайнозоя ее северного обрамления. Они
хорошо коррелируются в литологическом отношении. Структура кайнозойских осадочных
комплексов носит циклический характер, проявляющийся в устойчивом чередовании лито¬
логически однородных пачек. Выявленные циклиты характеризуются трансгрессивно¬
регрессивным строением (по терминологии Ю.Н. Карогодина) и хорошо сопоставляются
с "осадочными сериями" В.П. Казаринова [1].
В разрезах выделены палеоцен-эоценовый, олигоцен-верхнемиоценовый (сарматский),
верхнемиоцен (меотис)-среднеплиоценовый и верхнеплиоцен-плейстоценовый седимента-
ционные комплексы, в общем, циклически повторяющие друг друга. Эти комплексы начи¬
наются грубозернистыми базальными горизонтами (конгломерато-псаммитовые литофа-
ции), как правило, с размывом залегающими на нижележащих породах. Вверх по разрезу
слагающий их осадочный материал постепенно утоньшается (через глинистые к глинисто¬
карбонатным литофациям). Размеры зерен в породах, венчающих разрезы циклитов, затем
резко увеличиваются. Верхние, регрессивные части циклических комплексов нередко
значительно редуцированы, по-видимому, за счет размыва и, либо совмещаются с корами
выветривания, либо полностью замещаются ими.
Строение комплексов во многом обусловлено развитием процессов рельефообразования
в областях денудации - источниках материала для осадочных бассейнов [1]. Для северного
обрамления Черного моря возможно выделить основные этапы рельефообразования, соот¬
ветствующие перечисленным выше седиментационным комплексам. Каждый этап, начи¬
наясь с эпохи расчленения рельефа, завершался формированием полигенетической поверх¬
ности выравнивания, а также синхронной ей коры выветривания. В пределах района иссле¬
дований зафиксированы следующие коры выветривания: датская, позднеэоценовая, поздне¬
миоценовая и среднеплиоценовая [2]. Наиболее широко распространена молодая средне¬
плиоценовая кора выветривания.
Анализ процессов формирования седиментационных комплексов позволяет предполо¬
жить тектоническую природу подобного рода цикличности, что подтверждается хорошей
сопоставимостью последней с этапами активизации вулканизма на Кавказе, в Карпато-
Балканском регионе и Понтидах [3]. Удалось установить несколько циклов седиментогенеза
в суббассейнах Азово-Черноморской впадины в течение кайнозоя. Рассмотрение латераль¬
ных вариаций изученных комплексов дало возможность выделить формации в их толще [4].
В свою очередь это помогло выявить существенные изменения от этапа к этапу как форма¬
ционных типов, так и границ их распространения.
Под формациями (геоформациями) в данной работе, вслед за О.А. Вотахом [5], пони¬
маются естественные геологические тела, сложенные наборами горных пород, связанными
между собой в целостные структурированные образования. Формационные комплексы
кайнозойских осадочных толщ Азово-Черноморского бассейна характеризуются своеобраз¬
ным сочетанием структурных и вещественных характеристик как в разрезе, так и по пло¬
щади. Основные признаки формаций - вариации по вертикальной оси (или по оси времени)
94

км
Рис. 1. Схематический разрез через зону континентального склона Черного моря (северо-западный
шельф) - сейсмический профиль МОГТ № 568408
Сейсмические горизонты: \р - подошва меотис-понта, НГ4 - кровля датского яруса, III^ - кровля
Маастрихта.
Толстой штрих-пунктирной линией показаны разломы
гранулометрии осадочной толщи и расположение в разрезе перерывов. Геологическая
формация рассматривается как тело, отвечающее определенному трансгрессивно-регрес¬
сивному циклу, и, в целом, определяется границами того или иного из названных седи-
ментационных комплексов (см. выше). Такой подход обеспечивает выделение форма¬
ционного тела в достаточно отчетливых границах, отражающих дискретность событий
в процессе осадконакопления. Наряду с изучением изменений свойств формаций по верти¬
кальной оси, проведен такой же анализ и по латеральным осям, что позволило установить
взаимоотношения этих геологических тел в плане (фациальную изменчивость отложений,
вариации их мощностей и структурных особенностей).
На основе названных диагностических признаков выделены следующие формационные
комплексы: платформенный, переходный, орогенный, вулканогенно-осадочный и пелаги¬
ческий [4]. Последний в зависимости от особенностей внутреннего строения может быть
как турбидитного (флишевые и фановые), так и нетурбидитного типов. При этом важно
отметить, что, если флишевое осадконакопление завершилось к началу орогенного этапа в
регионе (майкоп), то формационные тела фанового типа в основном образовались в начале
меотиса (региональная граница новейшего тектонического этапа [4]). Фановые тела доста¬
точно хорошо идентифицируются на временных разрезах и имеют вид хаотично построен¬
ных косослоистых толщ (рис. 1, 2). Представляя собой мощные комплексы бокового нара¬
щивания в узко локализованных зонах лавинной седиментации (при общем некомпенси¬
рованном характере накопления осадков в пределах глубоководной котловины Черного
моря), фановые отложения, по мнению Ф.А. Щербакова и А.А. Чистякова [6], являются
достаточным признаком формирующейся пассивной окраины.
Значительный интерес для анализа процессов рельефообразования в кайнозое пред¬
ставляет соотношение пелагических нетурбидитных и фановых осадочных комплексов в
разрезе толщи, выполняющей Черноморскую впадину. Так, бесспорно установленный [7]
трансгрессивный характер выполнения глубоководной впадины Черного моря пелагиче¬
ским нетурбидитным комплексом осадков существенно видоизменяется при переходе к фа¬
новым (дельтовым) комплексам в зонах лавинной седиментации (наиболее крупные из них -
дельтовые комплексы Дуная и Дона-Кубани). В этих зонах в течение меотис-голоценового
времени происходило боковое наращивание осадочных толщ (об этом свидетельствует
сигмоидный характер волнового поля на сейсмических разрезах - рис. 1, 2), постепенно
переходящих по простиранию в пелагические нетурбидитные осадки. При этом "изо¬
хронная" поверхность комплексов бокового наращивания фиксирует перепад глубин в
1,5-1,8 км, что, в свою очередь, позволяет определить глубину позднемиоценового бассейна
в 1,5-2,0 км. Последний факт очень важно отметить, поскольку на сегодняшний момент
только приведенные рассуждения могут служить каким-либо основанием, как это будет
показано ниже, для палеогеографических реконструкций в пределах глубоководной впа¬
дины на начало меотиса (а, следовательно, и интерпретировать домеотические комплексы,
не вскрытые бурением, как пелагические нетурбидитные).
95

сек
км
1600 1650 1700 1750 1800 1850 1900 1950 2000 2050 2100 2150 2200
Рис. 2. Схематический разрез через зону континентального склона Черного моря (Керченско-Таманский
шельф) - сейсмический профиль МОГТ № 8034
Сейсмические горизонты. В - подошва меотиса, IIа - кровля эоцена, III - кровля мела.
Толстой штрих-пунктирной линией показаны разломы
При анализе латеральных особенностей осадочного чехла кайнозоя использованы: на
суше - данные бурения, а где их недоставало - и сейсморазведки, на море - результаты
сейсморазведочных работ НПО "Южморгеология" [7] и ВМНПО "Союзморгео", а также
данные бурения.
Основные этапы формирования рельефа
Наиболее удобно оценивать становление рельефа через характеристику форм для вре¬
менных срезов, отвечающих заключительной части крупных циклов рельефообразования.
В нашем случае такими срезами являются: граница мела и палеоцена, конец эоцена, сар¬
матское время (рис. 3). Средне-плиоценовый временной срез мы не рассматриваем,
поскольку основные черты рельефа этого времени мало чем отличались от современных
[2, 8]. При этом каждый цикл геоморфогенеза, начинаясь эпохой дифференциации рельефа,
приводит к активизации формирования "поверхностей врезания" в областях денудации
и поверхностей несогласий, а в частном случае - зон лавинной седиментации (включая фор¬
мирование комплексов бокового наращивания) в областях осадконакопления. Резко возра¬
стает энергия рельефа, в результате чего осадочные бассейны зачастую приобретают
характер впадин некомпенсированных осадконакоплением, а области денудации вступают в
конэрозионный этап развития рельефа. Завершается геоморфологический цикл выравнива¬
нием рельефа, возрастанием роли боковой эрозии массивов суши и формированием поли-
генетических поверхностей выравнивания (педиментов, педипленов), а также, как уже отме¬
чалось выше, утонением осадочных комплексов, выполняющих седиментационные бассей¬
ны, обмелением последних. Как правило, от этапа к этапу поступательно развивались
основные формы рельефа, в силу чего, характеристику процессов геоморфогенеза наиболее
целесообразно давать для эпох, завершающих геоморфологические циклы.
В наших палеогеографических реконструкциях (рис. 3), отображающих поступательное
формирование рельефа в пределах Азово-Черноморского региона в кайнозое использо¬
вался комплекс методов. Области денудации исследовались с помощью методов, базирую¬
щихся на выделении и картографировании останцов древних поверхностей выравнивания
[9]. Наиболее древней из поверхностей, по-видимому, является меловая, фрагменты кото¬
рой зафиксированы на Кавказе [2], предположительно в пределах Горного Крыма [10]
и Добруджи. С палеоцена эта поверхность на Кавказе превратилась в серию останцов.
В Горном Крыму, на Русской равнине и в Добрудже интенсивность поднятий, вероятно, не
превышала темпы денудационного среза и суша развивалась в конденудационном режиме.
Здесь меловая поверхность разделилась на разобщенные останцы лишь в начале новейшего
тектонического этапа (меотисе) [2, 8, 11-13]. Подобным же образом формировался рельеф
денуда-ционных областей и в более поздние этапы развития (рис. 3).
96

4 Геоморфология, № 3
ЧО
Рис. 3. Палеогеографические схемы Азово-Черноморского бассейна
Этапы развития: А - предпалеоценовый, Б - предолигоценовый, В - предмеотический. Палеогеографические обстановки областей
денудации: / - среднегорье, 2 - низкогорье, 3 - высокие равнины, 4 - низкие равнины. Палеогеографические обстановки морских
бассейнов (зоны неритовой области): 5 - литоральная, 6 - сублиторальная, 7 - псевдоабиссальная, 8 - флишевые троги, 9 - абис¬
сальная область; 10 ~ границы (А - между палеогеографическими обстановками, Б - между сушей и морем); 11 - батиальная область;
12 - современная береговая линия Азово-Черноморского бассейна

4 Геоморфология, № 3
ЧО
Рис. 3. Палеогеографические схемы Азово-Черноморского бассейна
Этапы развития: А - предпалеоценовый, Б - предолигоценовый, В - предмеотический. Палеогеографические обстановки областей
денудации'. 1 - среднегорье, 2 - низкогорье, 3 - высокие равнины, 4 - низкие равнины. Палеогеографические обстановки морских
бассейнов (зоны неритовой области): 5 - литоральная, 6 - сублиторальная, 7 - псевдоабиссальная, 8 - флишевые троги, 9 - абис¬
сальная область; 10 - границы (А - между палеогеографическими обстановками, Б - между сушей и морем); 11 - батиальная область;
12 - современная береговая линия Азово-Черноморского бассейна

В седиментационных бассейнах при восстановлении палеогеоморфологических обстано¬
вок использовались результаты палеоэкологических реконструкций (там, где это было
возможно), структурно-фациальных исследований (результаты бурения), материалы сейсмо¬
разведки (МОВ ОГТ), в особенности, в пределах глубоководной котловины Черного моря,
а также глубоководного бурения (проект ДСДП, 42 рейс БС 'Тломар Челленджер").
К началу кайнозойской эры в Азово-Черноморском регионе распределение суши и моря
было своеобразным (рис. ЗА). Северный континентальный массив (Восточно-Европейская
платформа) контролировался положением Донецкого кряжа и Украинского щита. На за¬
паде сушей был Добруджинский массив Мизийской плиты. Шельфовые моря отделяли ос¬
новные массивы суши от в основном невысоких Крымского и Скифско-Кавказского остро¬
вов. Последний был довольно обширным, прихотливо очерченным, что определялось поло¬
жением Северо-Азовского и продолжающего его к юго-востоку Каневско-Березанского
валов, а также начавшего оформляться Кавказского протоорогена, центральную часть
которого, вероятно, занимали высокие равнины.
В пределах современной Черноморской котловины, скорее всего, располагались острова,
соответствовавшие выраженным в современной структуре фундамента валами Шатского
(Восточно-Черноморское поднятие) [7] и Новатор (в Западно-Черноморской котловине).
Островные массивы представляли собой тыловые дуги, максимальная вулканическая
активность которых проявлялась в сеноманское время [14]. С севера палеоостровные дуги
Шатского и Новатор обрамлялись флишевыми трогами - сложнопостроенным Ново¬
российско-Абино-Гунайским и впадиной Аспарухова.
На месте современных Северных Понтид предполагается существование в конце мела
фронтальной вулканической островной дуги [15]. Фронтальную и тыловую островные дуги
разделяли Западная и Восточная Черноморские глубоководные впадины палеотыловых
морей. Косвенным подтверждением этого могут служить: океанический тип земной коры в
их пределах, сохранившийся до сегодняшнего дня, а также выявленные сейсморазведкой
уступы континентальных склонов, существовавшие почти на протяжении всего палеогена,
а, возможно, и в позднем мелу [7, 16].
В конце эоцена площадь суши значительно сократилась (рис. ЗБ). К северу сместилась
береговая линия Украинского массива, уменьшились размеры Крымского и Кавказского
островов, оформились Тарханкутский и Северо-Азовский острова, окончательно сформи¬
ровался развивавшийся на протяжении всего раннего кайнозоя Западно-Кубанский остров
(по мнению В.И. Ефимова - подводный континентальный уступ). Мизийский и Северо-
Понтийский массивы суши лишь слегка изменили свои очертания. Интересно заметить, что,
несмотря на сократившиеся размеры Кавказского острова, рельеф последнего стал более
контрастным. Центральная часть острова, вступив с начала палеоцена в конэрозионный
этап развития [2], представляла собой низкогорье. Остальные из перечисленных выше
островов и массивов суши были, по-видимому, равнинами, развивавшимися в кондену-
дационном режиме. Этому выводу не противоречат результаты анализа палеорельефа
названных областей [2, 11-13]. О рельефе Добруджи, Старой Планины и Северных Понтид
можно судить только предположительно, поскольку палеогеоморфологическая изученность
данных территорий пока недостаточна.
Остальное пространство Азово-Черноморского ареала занимало море. Глубоководные
котловины мало изменили свои очертания, лишь слегка увеличились за счет части
переуглубленных шельфов (о чем свидетельствуют существующие структурные и палео-
тектонические построения [16]). Вдоль ЮЗ берега Палеокавказского острова сохранялся
редуцированный троговый глубоководный (флишевый) прогиб (в части современного
Новороссийско-Лазаревского синклинория, выполненной эоценом). На шельфе эоценового
бассейна существовали псевдоабиссальные суббасейны (характеризуются повышенными
мощностями эоцена и контрастными отрицательными палеоструктурами): реликтовые -
Аджаро-Триалетский (Гурийский), Бургасский, Емонско-Аспаруховский (реликт флишевого
трога, где, по крайней мере, в пределах нынешней суши продолжалось накопление флише-
вых толщ) и Усть-Дунайский, а также новообразованный Сорокинский. Последний развился
впоследствии в глубоководную Сорокинскую впадину, причленившуюся к Западно-
Черноморской котловине. В суббассейнах осадконакопление не успевало компенсировать
погружение дна.
В позднем миоцене (предмеотическое время) обстановка в регионе изменилась (рис. ЗВ).
Черноморские глубоководные бассейны объединились (по-видимому, с Майкопа). Черно¬
морская впадина значительно расширила свои границы, включив в себя ранее самостоя¬
тельные шельфовые континентальные массивы и флишевые троги. Очертания Черномор-
98

ской глубоководной котловины приблизились к современным и контролировались положе¬
нием батиальной области, существование которой подтверждается трансгрессивным налега¬
нием всего комплекса миоценовых осадков на палеоконтинентальный склон [7, 16], с одной
стороны, и комплексами бокового наращивания позднемиоценового заложения в зонах
лавинной седиментации - с другой (рис. 1, 2). При этом отсутствие достоверной информации
о фациальных обстановках конца миоцена для глубоководной котловины Черного моря не
позволяет достаточно обоснованно реконструировать палеогеографию бассейна. Данные
бурения БС "Гломар Челленджер" (скважины 380, 381), а также сведения о видовом составе
диатомей, и о химических условиях формирования верхнемиоценовых отложений, исполь¬
зуемые при палеогеографических реконструкциях [17], с нашей точки зрения, не позволяют
однозначно определить условия образования рассматриваемых литофаций. В частности,
обнаруженный в скважине 380А верхнесарматский комплекс диатомей, представленный
бентическими видами, обитающими, обычно, на глубинах до 10-15 м, сопровождается отло¬
жениями, сформировавшимися в восстановительной обстановке (темно-серые и черные
глины) при отсутствии илоедов. Последнее весьма удивительно, учитывая тот факт, что
ветровое перемешивание обширных водных бассейнов (типа Черного моря) достигает глу¬
бин, по крайней мере, в несколько десятков метров, что исключает формирование на них
анаэробных условий. Возможно предположить занос бентических диатомей в район бурения
скважины, тем более, что подобный факт установлен для меотических отложений, вскры¬
тых скважиной 380А.
Геохимические условия формирования осадков позднего миоцена в пределах нынешней
глубоководной котловины Черного моря [18] - имеется в виду соотношение Мп и Fe в
доломитах сармата скважин 380 и 381 - также не могут свидетельствовать о мелководности
условий осадконакопления [17]. Вместе с тем, приведенные выше результаты сейсмо-
стратиграфического анализа осадочных комплексов миоцена в зоне континентального
склона Черноморской глубоководной котловины (в северной ее части) позволяют сделать
вывод о формировании в предмеотический период на границах современной глубоководной
впадины комплексов бокового наращивания, являющихся надежным индикатором режима
некомпенсированного осадконакоплением прогибания. При этом, "изохронная" поверхность
этих комплексов фиксирует перепад глубин в 1,5-1,8 км, что, в свою очередь, позволяет
определить глубину позднемиоценового бассейна в 1,5—2,0 км. Подобные глубины примерно
соответствуют современным.
Современное Северное Причерноморье в позднем миоцене было неритовой областью
шельфа. Эта территория хорошо изучена бурением и сейсморазведкой, что позволило до¬
вольно детально определить границы фациальных зон неритовой области (рис. ЗВ). Вместе
с тем, к важным особенностям рассматриваемой эпохи следует отнести значительную
подвижность границ фациальных зон шельфовых морей. Обусловлено это было крайней
мелководностью шельфовой части Палеочерноморского бассейна, что могло приводить
к осушкам больших площадей при незначительных колебаниях уровня морского бассейна.
Данное явление было зафиксировано для миоценового моря западного Предкавказья [19] и,
в силу подобия обстановок миоценовой неритовой области всего Северного Причерно¬
морья, предполагается авторами широко распространенным в ее пределах.
Суша к концу сарматского века значительно расширилась, особенно в Центральном
Предкавказье. Оформилась Кавказская горная страна, в центральной части которой сло¬
жился среднегорный рельеф [2]. Размеры Крымского острова существенно не изменились
с эоценового времени, рельеф его оставался низменным и развивался в конденудационном
режиме. В подобном же режиме развивались северный (Восточно-Европейский) и западный
(Мизийский) континентальные массивы суши. Рельеф Стара Планины, Северных Понтид
и Палеокавказского острова по-видимому, был схож. Особенности палеорельефа перечис¬
ленных горных массивов пока мало изучены.
В послесарматскую эпоху (последний этап рельефообразования в Азово-Черноморском
регионе) глубоководная котловина Черного моря расширилась до современных размеров.
В ее пределах установился режим прогибания земной коры, некомпенсированный осадко¬
накоплением. Циркумчерноморские орогены на всем своем протяжении вступили в конэро-
зионной режим развития; равнинные пространства региона (включая мелководные шель¬
фы) - в конденудационно-конседиментационный режим. В течение данной эпохи геомор¬
фогенеза (соответствует новейшему тектоническому этапу [4]) основные тенденции и ре¬
жимы развития рельефа не изменялись.
Завершая рассмотрение основных процессов рельефообразования в пределах Азово-
Черноморского региона в кайнозое, нельзя не остановиться на их соотношении с эвстати-
4*
99

ческими колебаниями уровня моря. Прежде всего, следует обратить внимание на фактоло¬
гический характер приводимых в данной работе материалов, отражающих реально сущест¬
вовавшие черты рельефа, определявшиеся суммарным воздействием всех основных релье¬
фообразующих факторов (в том числе, и эвстатических).
По имеющимся на сегодняшний день оценкам, общий размах относительных изменений
уровня моря составлял 600-850 (до 900) м, при этом в кайнозое уровень океана был низким,
а абсолютные минимумы отвечают середине олигоцена и концу миоцена [20]. Оценить
величину эвстатических колебаний уровня Палеоазово-Черноморского бассейна сложно из-
за его внутреннего положения и наличия Босфорского порога. Эти колебания отличались
от океанических меньшей амплитудой, поскольку при регрессиях связь с Мировым океаном
прерывалась. При этом периодичность их все же в целом совпадает с океаническими [21].
Учитывая вышеизложенное, а также современные глубины Босфорского пролива (око¬
ло -50 м), казалось бы не сложно ввести соответствующую поправку в наши построения.
Однако из-за высокой активности Балкано-Мизийского блока в кайнозойское время, очень
сложно определить гипсометрическое положение Босфорского порога в различные эпохи.
Выводы
Рельеф Азово-Черноморского региона на протяжении кайнозоя, при всем многообразии
и, порой, даже контрастности сменяющихся во времени фациальных обстановок, развивался
"целенаправленно" и поступательно. Это выразилось как в становлении единой глубоко¬
водной Черноморской впадины, так и связанного с ней циркумчерноморского орогенного
пояса. Направленность процессов формирования рельефа, скорее всего, отображает един¬
ство плана развития земной коры в пределах данной области.
Вместе с тем, направленность рельефообразования в исследованном регионе реализова¬
лась посредством циклического процесса: дифференциация рельефа -» его последующее
полигенетическое выравнивание. Выделены следующие этапы формирования рельефа:
палеоцен-эоценовый, олигоцен-миоценовый, позднемиоцен (меотис)-среднеплиоценовый
и позднеплиоцен-четвертичный (последние два рассматривались совместно). Цикличность
геоморфогенеза прямо связана с цикличностью осадконакопления в кайнозое и, по-види¬
мому, имеет эндогенную природу, что фиксируется направленным изменением режимов
соотношения эндогенных и экзогенных процессов для всех основных палеогеоморфологи-
ческих объектов в сторону их "тектонизации". Послесарматское время было решающим
рубежом в становлении современного рельефа.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Казаринов В.П. Мезозойские и кайнозойские отложения Западной Сибири. М.: Гостоптехиздат, 1958.
322 с.
2. Вигинский В А. Основные этапы развития и ступенчатость рельефа западной части Большого
Кавказа и Предкавказья // Геоморфология. 1986. № 2. С. 44-53.
3. Корреляция тектонических событий новейшего этапа развития Земли / Лукина Н.В. и др. М.: Наука,
1985. 278 с.
4. Вигинский В А. Новейшая тектоника и тектонические режимы Азово-Черноморского региона //
Неотектоника и современная геодинамика континентов и океанов. Тез. докл. XXIX тект. совещ.
"Неотектоника и современная геодинамика континентов и океанов". М.: Изд-во МГУ, 1996. С. 25-27.
5. Вотах О А. Введение в геотектонику. Новосибирск: Наука, 1985. 182 с.
6. Щербаков ФА., Чистяков ЛА. Турбидитные формации современных материковых подножий //
Формации осадочных бассейнов. V Всес. сем. М.: Изд-во МГУ, 1985. С. 477-478.
7. Тектоника мезокайнозойских отложений Черноморской впадины. М.: Недра, 1985. 215 с.
8. Муратов М.В. Новейшие тектонические движения земной коры в Горном Крыму и прилегающей части
Черного моря // Памяти академика А.Д. Архангельского. М.: Изд-во АН СССР, 1951. С. 17-25.
9. Костенко Н.П. Развитие складчатых и разрывных деформаций в орогенном рельефе. М.: Недра, 1972.
320 с.
10. Благоволин Н.С. Вопросы геоморфологии Крымских гор//Вопросы географии. Рельеф горных стран.
М.: Мысль, 1968. Сб. 74. С. 98-108.
11. Миленко А.В. Обоснование общей схемы геоморфологических уровней Донбасса // Геологический журнал.
1983. Т. 43. № 1. С. 105-115.
12. Лысенко Н.И., Гришанков Г.Е. Некоторые замечания к неоген-четвертичной истории развития
рельефа Горного Крыма // Комплексное исследование Черноморской впадины. М.: Наука, 1976. С. 68-74.
100

13. Билинкис Г.М. Новейшая геодинамика Восточного Предкарпатья // Неотектонические исследования
при геологическом картировании / Тез. докл. XXI Всес. тект. совещ. М.: Изд-во МГУ, 1988. С. 3-4.
14. Чаицкий В.П., Шелкопляс П.А. Меловые субвулканические, вулканокластические и вулканогенно-
осадочные породы южного склона Западного Кавказа и Тамани // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1986. № 3.
С. 52-61.
15. Тектоническая карта Средиземного моря / Богданов Н.А., Хайн В.Е. М.: Роскартография. 1994.
16. Альбом структурных карт и карт мощностей кайнозойских отложений Черноморской впадины.
Масштаб 1:1500000 / Туголесов Д.А. М.: ГУГК, 1989.
17. Геологическая история Черного моря по результатам глубоководного бурения / Непрочное Ю.П. М.:
Наука, 1980. 212 с.
18. Staffers Р., Muller G. Mineralogy and Lithofacies of Black Sea Sediments, Leg 42B Deep Sea Drilling
Project // Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project. Washington, U.S. Government Printing Office,
1978. Vol. 42. Pt. 2. 1026 p.
19. Митин C.H., Котов С.В., Вигинский В Л. Перспективы нефтегазоносности отложений IV горизонта
меотиса Западного Предкавказья // Геология нефти и газа. 1985. № 7. С. 25-29.
20. Кунин Н.Я., Кучеру к Е.В. Сейсмостратиграфия в решении проблем поиска и разведки месторождений
нефти и газа. М.: Наука, 1985. 275 с.
21. Маруашвили Л.И. Палеогеографический словарь. М.: Мысль, 1985. 576 с.
Кубаньгеолком Поступила в редакцию
12.04.97
MAIN EPOCHS OF CENOZOIC RELIEF EVOLUTION IN THE AZOV-BLACK SEA
REGION
V.A. VIGINSKY, V.I. EFIMOV
S u m m a г у
Progressive development of relief within the studied region has been complicated by several cycles of dissec¬
tion - planation during Cenozoic. The following cycles were distinguished: Paleocene-Eocene, Oligocene-
Miocene, Late Miocene (Meotis)-Middle Pliocene and Late Pliocene-Quaternary. Recent regime of development
has set in at the Postsarmatian time; during this period the main features of relief existing were formed.
УДК 551.435.11(282.247.4-282.251)
© 2001 г. A.C. ЗАВАДСКИЙ
АСИММЕТРИЯ ФОРМЫ СВОБОДНЫХ ИЗЛУЧИН НА ПРИМЕРЕ
ВЫЧЕГДЫ И ЧУЛЫМА1
Плановая асимметрия формы излучин широко распространена на меандрирующих реках,
при чем она характерна для условий как ограниченного (в узких долинах, врезанных в труд-
норазмываемые породы), так и свободного (в широкопойменной долине, в относительно
однородных пойменных отложениях) развития русловых деформаций. Поэтому попытки
объяснить причины этого явления чередованием по длине излучины участков, различаю¬
щихся по устойчивости к размыву, не находят подтверждения.
Изучением явления плановой асимметрии излучин начали заниматься в 60-е годы. Обзор
результатов, полученных рядом зарубежных ученых (Р. Киношита, М. Карсона, М. Лапой-
нта, Г. Паркера, Г. Чанга, Л. Леопольда, В. Ланбейна) приведен в работах В.А. Савицкого
[1] и А.Ю. Сидорчука [2]. Было установлено, что для большинства развитых излучин харак¬
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 00-05-64690) и программы поддержки
ведущих научных школ (проект № 00-15-98512).
101

терна асимметрия очертаний в плане. Она проявляется в большинстве случаев в виде сме¬
щения вершины излучины относительно оси симметрии, либо в увеличении длины одного из
крыльев излучины относительно другого. Сделанные попытки описания формы излучин,
в том числе асимметричной, с помощью подбора аналитических кривых, аппроксимирую¬
щих осевую линию русла, не привели к достоверным результатам, так как используемые
математические модели не учитывали всю совокупность природных факторов, влияющих
на формирование русловых форм.
В отечественной литературе изучению этого вопроса уделяется гораздо меньшее вни¬
мание. В основном исследователи ограничиваются рассмотрением общих схем формиро¬
вания асимметричных излучин и разработкой критериев, с помощью которых возможно
оценить степень отклонения изгиба речного русла от симметричной формы. В последнем
случае предлагаются как геометрические (площадные) характеристики [1], так и критерии,
основанные на соотношениях морфометрических параметров речных излучин (шага, стрелы
прогиба, углов входа и выхода и т.д.), а так же их различные смешанные комбинации [3, 4].
В настоящее время большинство исследователей склоняется к гидромеханической при¬
роде асимметрии излучин, т.е. связывает ее с особенностями кинематики потока и тран¬
спорта наносов на изгибе русла. Усложнение извилистой формы русла, в частности, иногда
представляется результатом воздействия на формирование излучины в течение всех фаз
водного режима расходов воды различной обеспеченности (руслоформирующих расходов
воды по Н.И. Маккавееву [5]), которые различаются по эрозионно-транспортирующей
способности. Так, например И.Г. Джуха [6] при исследовании русла р. Юга выделил излу¬
чины двух порядков, различающихся по размерам, и соответствующих различным интер¬
валам руслоформирующих расходов воды. При этом, излучины меньшего порядка являлись
составной частью более крупных изгибов русла. Аналогичные результаты были получены
М.В. Крашенинниковым [7] на равнинных реках Сибири, на которых были выделены
изгибы русла трех порядков, первый из которых соответствовал меженным расходам воды,
второй - расходу воды в пределах пойменных бровок, а третий - пойменному потоку.
В большей мере развитие асимметричной формы излучины связано с направленностью
деформации берегов в процессе ее развития. Уже на начальной стадии формирования излу¬
чина получает преимущественно продольное смещение, когда в основном деформируется
выпуклый берег в верхнем крыле и вогнутый в нижнем [5]. Это объясняется несоответ¬
ствием положения стержня потока по отношению к геометрической оси русла [8], что
может привести в дальнейшем к формированию асимметричной формы самой излучины.
В процессе дальнейшего развития излучины на закрепление устойчивой асимметричной
формы начинает оказывать влияние характер распределения по ее длине грядовых форм
рельефа русла. По мере увеличения длины излучины нарушается схема распределения
перекатных участков и плесовых лощин. Если первоначально в пределах излучины обычно
развивается одна плесовая лощина в привершинной части, то в дальнейшем постепенно
начинают формироваться две или более разобщенных лощины. Иногда их число может дос¬
тигать 6-8 [9, 10]. Связано это с тем, что длина излучины по руслу по мере ее увеличения
начинает превышать характерную для данной реки длину системы "перекат - плес - пере¬
кат" (шаг переката). В пределах наиболее глубокого плеса происходит более интенсивный
размыв берегов [11]. Различия в интенсивности горизонтальных деформаций русла на
отдельных участках излучины приводят к нарушению симметричности их формы. В случае,
когда излучина сохраняет в процессе своего развития "одноплесовую" структуру, асиммет¬
рия формы может не наблюдаться. Это происходит, в частности, при условии, если гори¬
зонтальные деформации на излучине и ее эволюция не нарушается вследствие спрямлений
смежных излучин на выше и нижерасположенных участках [12]. Асимметричные излу¬
чины реже развиваются также на реках со слабоустойчивым руслом (например, нижняя
Вычегда, Хуанхэ). Объясняется это быстрым смещением побочней перекатов на таких
реках, благодаря чему плесовые лощины не в состоянии занять в русле устойчивое поло¬
жение, и интенсивного местного размыва берегов на отдельном участке излучины не
происходит.
При классификациях свободных излучин по внешнему виду ряд исследователей, в том
числе и автор [13], выделяют излучины с очень большой асимметрией в отдельный тип.
Обычно они носят название "заваленные" (термин Н.И. Маккавеева [14]), так как для таких
излучин характерна чрезмерная деформация одного из крыльев, благодаря чему вершина
излучин смещается относительно оси симметрии вверх или вниз по течению. Подобного
вида излучины представлены в морфологической классификации Н.И. Маккавеева [14]
как одна из типичных форм. В описании форм излучин Н.П. Матвеевым [15], подобные
102

ось пояса
меандирования
Рис. 1. Морфометрические параметры оценки плановой асимметрии излучины
L - шаг излучины; /*, /** - длина верхнего и нижнего крыла излучины; D - откло¬
нение проекции вершины излучины от оси симметрии
излучины называются "асимметричными меандрами". Причину формирования таких излу¬
чин он видит в смещении вершины излучины вниз по течению без изменения положения
фиксированных точек (точек изменения знака кривизны на излучине), хотя причины такого
смещения им не рассматриваются.
Однако, несмотря на то, что об асимметричности излучин постоянно упоминается в ра¬
ботах многих исследователей, практически отсутствует анализ асимметрии излучин на кон¬
кретных реках. Исключением является исследование В.А.Савицкого [1], который провел
расчет показателей асимметрии на излучинах различных рек полуострова Ямал и выполнил
их регрессионный анализ. Некоторые подходы при изучении явления асимметрии излучин
были заимствованы автором в предлагаемой работе.
Изучение особенностей формирования асимметричных излучин было проведено на
примере двух свободно меандрирующих рек - Вычегде и Чулыме. Вычегда протекает по
территории республики Коми и Архангельской области и является наиболее крупным
притоком Северной Двины. За исключением своих верховьев, берущих начало на склонах
Тиманского кряжа и имеющих врезанное русло, река развивается преимущественно в широ¬
копойменных условиях, где русло свободно меандрирует. Для Чулыма - правого притока
Оби в Красноярском крае и Томской области, свободные условия развития русловых
деформаций характерны для нижней половины течения реки после ее выхода на Чулым¬
скую равнину.
Исходные данные были получены по 435 свободным излучинам. Выбор рек обусловлен
тем, что на значительном их протяжении свободное меандрирование является преобладаю¬
щим морфодинамическим типом русла. При этом по мере нарастания водоносности вниз по
течению реки излучины постепенно переходят из разряда малых (средних) в категорию
больших, что позволяет оценить различия в их формировании при изменении порядка
(размеров) реки, ее водоносности. Различия природных условий в бассейнах исследуемых
рек дает возможность выявить региональные особенности меандрирования, влияющие,
в том числе, и на показатели асимметрии.
Оценка степени плановой асимметрии свободных излучин проводилась по двум показате¬
лям, основывающимся на соотношениях основных морфометрических параметров излучи¬
ны - шага L и ее длины / и параметров, учитывающих положение вершины излучины
относительно базовых точек (D - расстояние от проекции вершины излучины на ось пояса
меандрирования до центра отрезка, представляющего собой шаг излучины; /* и /** - длины
верхнего и нижнего крыльев излучины по руслу, равные, соответственно, расстоянию от
нижней точки смены знака кривизны излучины до оси симметрии и расстоянию от оси
симметрии до верхней точки смены знака кривизны (под осью симметрии понимается
перпендикуляр, проведенный из середины отрезка, представляющего собой шаг излучины)
(рис. О.-
ЮЗ

(/*-
-/)//
0.6
0.4
-
0.2
♦
1 1 *°-
0.9 -0.4»<Щ^
♦ ♦ ♦
ч*
-0.2
-
О
1
♦
-
-0.6
♦ ♦♦ ♦
0.6
1.1
2D/L
Рис. 2. Связь показателей асимметрии излучин Вычегды
1)
А
вершинная асимметрия
нерш = 2D/L;
АверШ - отношение удвоенной величины D к шагу излучины
2) показатель асимметрии крыльев Акр - отношение разницы в длине верхнего (/*)
и нижнего (/**) крыльев излучины к общей длине излучины
А кр = (/ * — /**)//.
Оба предлагаемых показателя асимметрии равны нулю, если русло делает симметрич¬
ный изгиб. Показатель асимметрии крыльев всегда имеет значения меньше 1. Величина
вершинной асимметрии может превышать 1, если излучина очень сильно "завалена" вверх
или вниз по течению, и проекция вершины попадает уже на продолжение линии шага.
Показатели имеют положительное значение, если вершина излучин смещена относительно
оси симметрии вверх по течению и отрицательное при смещении вниз.
В связи с тем, что форма излучины имеет иногда довольно сложные очертания, досто¬
верно оценить степень асимметрии одним показателем не всегда удается. Поэтому для ее
характеристики использовались одновременно оба показателя асимметрии излучин. Хотя в
большинстве случаев знак у показателей асимметрии совпадал, а их значения связаны
между собой достаточно тесной зависимостью, равенство нулю одного из критериев асим¬
метрии не является гарантией симметричности формы излучины. Так, в некоторых случаях
симметричное расположение вершины излучины наблюдается при различии в длинах верх¬
него и нижнего крыла и наоборот. На рис. 2 представлен график зависимости между пока¬
зателями асимметрии излучин на Вычегде. Аналогичная форма связи характерна и для
Чулыма. Данные зависимости имеют линейный характер с достаточно высоким коэффи¬
циентом корреляции (порядка 0,8-0,9) и аппроксимируются уравнением регрессии
АКр- ^’^^нсриг
Однако, даже, несмотря на высокую статистическую связь двух показателей, рекомен¬
дуется использовать оба показателя плановой асимметрии излучин. Говорить о симметрич¬
ности излучины русла можно только при равенстве нулю обоих показателей.
Вычисление показателей асимметрии проводилось по всем свободным излучинам на
Вычегде от пос. Вольдино (936 км) до устья и на Чулыме от устья р. Кемчуга (899 км) до
устья. Одновременно для каждой свободной излучины определялся ее вид (рис. 3). Для этого
использовалась классификация излучин, основанная на соотношениях морфометрических
параметров [13]. При этом применялся несколько упрощенный ее вариант. Сегментные
излучины делились на две группы: пологие со значением степени развитости HL менее 1,58
и крутые с 1IL более 1,58. Излучины, степень развитости которых превышала величину 2,00,
104

2 6841 3
Рис. 3. Асимметричные излучины Вычегды разных видов
Л - сегментная пологая, Б - сегментная крутая, В - омеговидная, Г - синусоидальная.
/ - бровка размываемого пойменного берега, 2 - судовой ход, 3 - расстояние до устья по судовому ходу,
4 - прирусловая отмель, 5 - кустарниковая пойменная растительность
по своей форме подразделялись на омеговидные, синусоидальные, заваленные и П-об-
разные, исходя из соотношений других морфометрических параметров, например /?//; r!B \ LII
(/? - стрела прогиба излучины; г - радиус кривизны; В - ширина русла в вершине излучины).
Для каждого вида асимметричных излучин были рассчитаны средние значения показателей
вершинной асимметрии Аисрш и асимметрии крыльев Акр (табл. 1). Минимальная асиммет¬
ричность формы у свободных излучин наблюдается на начальной стадии их развития, после
чего средние значения показателей асимметрии последовательно увеличиваются по мере
роста степени развитости UL сегментных излучин и их трансформации в омеговидные и си¬
нусоидальные. Данная тенденция отчетливо прослеживается на обеих реках, подтверждая
представления о влиянии многоплесовой структуры на развитие асимметрии излучин.
Максимальные средние значения асимметрии характерны для заваленных излучин. Однако
это уже является следствием методики классифицирования излучин по видам, при котором
излучины с большими значениями показателей асимметрии относятся к заваленным.
Сравнение средних показателей асимметрии различных типов излучин Вычегды и Чу¬
лыма показывает, что они имеют в целом близкие значения и существенно различаются
только для заваленных излучин, доля которых не превышает 3%. При этом для Вычегды
характерны несколько более высокие значения показателей Авсрш и Акр у асимметричных
излучин. Однако, если учитывать в анализе симметричные излучины, то средние значения
показателей асимметрии будут существенно меньше, а большие значения будут характерны
для Чулыма. Объясняется это более широким распространением на Чулыме развитых
излучин с большими значениями степени развитости HL и более развитой асимметрией, что
связано с особенностями прохождения руслоформирующих расходов воды (на Чулыме они
проходят до выхода воды на пойму). Сегментные излучины на Чулыме составляют в целом
74%, на Вычегде - 85%; среднее значение степени развитости излучин UL на Чулыме
равняется 1,82, на Вычегде - 1,61. Также играют свою роль различия в устойчивости русел и
объеме стока взвешенных и влекомых наносов. Слабоустойчивое русло, благодаря высокой
105

Таблица /
Показатели асимметрии для различных видов свободных излучин на Чулыме и Вычегде
Вид излучины
Асимметрия
Излучины
вершинная,
(2 D/L)cp
длины крыльев,
((/*-/У0ср
с полож.
асим -
метрией,
(%)
с отриц.
асим¬
метрией,
(%)
сим -
метрич-
ные, (%)
4yj
1ЫМ
Сегментные пологие
0,14
0,030
42
19
39
Сегментные крутые
0,23
0,055
66
16
18
Омеговидные
0,35
0,112
62
20
18
Синусоидал ьн ые
0,32
0,073
60
10
30
Заваленные
0,79
0,259
100
0
0
П-образные
0,39
0,133
66
17
17
Весь Чулым
0,22/0,16*
0,059/0,043*
55
17
28
Вычегда
Сегментные пологие
0,19
0,048
27
12
61
Сегментные крутые
0,23
0,074
34
19
47
Омеговидные
0,34
0,117
29
21
50
Синусоидал ьные
0,32
0,117
50
37
13
Заваленные
1,08
0,373
100
0
0
П-образные
0,33
0,147
67
0
33
Вся Вычегда
0,24/0,11*
0,074/0,034*
31
15
54
Примечание. * - с учетом симметричных излучин.
скорости смещения грядовых форм, не способствует развитию асимметричных излучин.
Русло Вычегды, особенно ниже слияния с Сысолой (420 км), на большинстве отрезков соот¬
ветствует слабоустойчивому руслу, скорости смещения перекатов достигают 150-200 м/год
[16]. Вследствие этого на Вычегде в целом преобладают симметричные излучины - 54%,
а максимальное их распространение приходится, соответственно, на сегментные пологие
излучины - 61%. На Чулыме даже у сегментных пологих излучин доля симметричных
не превышает 40%, а по всем видам излучин эта величина составляет в среднем 28%
(табл. 1).
Необходимо также отметить тот факт, что как на Вычегде, так и на Чулыме, преоб¬
ладают излучины с положительной асимметрией. На Чулыме их число более чем в три раза,
а на Вычегде - в два раза превышает число излучин с отрицательной асимметрией, т.е.
имеющих смещение относительно оси симметрии вниз по течению. Это не соответствует
представлениям некоторых исследователей [2], по мнению которых асимметричная излучи¬
на должна иметь преимущественно отрицательные показатели асимметрии из-за особенно¬
стей поперечной циркуляции в потоке и расположению наиболее глубокого плеса ниже
вершины излучины. Для разрешения противоречий между теоретическими представлениями
о развитии излучин асимметричной формы и полученными результатами на конкретных
реках необходимы дополнительные исследования на меандрирующих реках. В дополнение
к полученной закономерности необходимо привести результаты В.А. Савицкого: 60% асим¬
метричных излучин рек Ямала имеют положительную асимметрию и 40% отрицательную,
что соответствует данным, полученным на Вычегде и Чулыме.
Поскольку изменение показателей водоносности вниз по течению сопровождается транс¬
формацией преобладающей формы излучин [17], соответственно, происходит и изменение
показателей асимметрии. Для оценки влияния изменения водоносности вниз по течению на
плановую асимметрию свободных излучин каждая река (Вычегда и Чулым) была разделена
на три относительно однородных по водоносности участка, границами которых служили
места впадения наиболее крупных притоков. Для каждого участка были определены
106

Таблица 2
Показатели асимметрии свободных излучин на отдельных участках Чулыма и Вычегды
Участок, км
£?Ср> м3/с
(М.)ер
Асимметрия
Симметричные
излучины, (%)
вершинная,
(2 D/L)cp
длины крыльев,
((/*-/У/)ср
Чулым
900-401
230
1,92
0,24
0,068
401-218
530
1,70
0,18
0,041
218-0
740
1,45
0,12
0,027
Вычегда
936-784
80
1,69
0,26
0,079
784-419
300
1,58
0,23
0,076
419-0
870
1,38
0,20
0,054
средние значения показателей асимметрии излучин (табл. 2). Увеличение водоносности
реки (нормы стока) и, соответственно, размеров самих излучин, сопровождается снижением
общей извилистости русла. Доля более пологих излучин, для которых характерны наи¬
меньшие значения показателей асимметрии, возрастает. Вследствие этого, с увеличением
размеров реки вниз по течению уменьшаются средние значения асимметрии излучин. Это
достаточно четко проявляется на Вычегде и Чулыме, где оба показателя асимметрии
снижаются от участка к участку по мере нарастания водоносности рек.
Подобная закономерность - снижение асимметрии излучин от верховьев реки к ее
устью - отмечается также отдельно для каждого вида излучин. Она не столь очевидна как
для средних значений по всем видам излучин, но можно говорить о снижении характеристик
плановой асимметрии отдельных видов излучин с увеличением размеров реки. Таким
образом, омеговидные, синусоидальные и другие виды излучин имеют в целом более асим¬
метричную форму в верхнем течении реки по сравнению с излучинами этих же видов, но
ниже по течению.
Полученные выводы об увеличении асимметрии излучин с ростом извилистости меандри-
рующего русла должны указывать на связь показателей асимметрии с характеристиками
степени развитости. Однако проведенный анализ таких зависимостей не позволил выявить
сколько-нибудь значимые связи. Зависимость показателей асимметрии от степени развито¬
сти излучин UL очень неоднозначная и неустойчивая. Коэффициенты корреляции не пре¬
вышают 0,5. Единственным параметром излучины, с которым прослеживается относительно
устойчивая связь, является коэффициент формы (отношение радиуса кривизны к стреле
прогиба излучины r/h) (рис. 4). Он имеет максимальные значения в период формирования
изгиба русла, когда асимметрия излучин минимальна, и постепенно уменьшается в процессе
развития излучины, принимая значения близкие к единице при достижении излучиной
степени развитости HL ~ 1,58. При дальнейшем увеличении кривизны излучины и, соответ¬
ственно, росте показателей асимметрии излучин, параметр r/h продолжает уменьшаться,
достигая в некоторых случаях величины 0,2-0,3.
Отсутствие устойчивых связей показателей асимметрии с параметрами, характери¬
зующими развитость излучин, говорит о многофакторности этого явления. Достаточно
часто излучины достигают в своем развитии крутой омеговидной, либо синусоидальной
формы, сохраняя при этом симметричные очертания, что также говорит об отсутствии
общих закономерностей в процессе трансформации формы излучин. Например, на Вычегде
доля симметричных омеговидных излучин составляет 50%.
Проведенный количественный анализ показателей асимметрии свободных излучин
позволяет сделать вывод о том, что на исследуемых реках преобладают симметричные
излучины и излучины с незначительной асимметрией. Если рассмотреть в качестве примера
показатель вершинной асимметрии, то у большинства свободных излучин значение Авсрш
107

2D/L
1.6r
1.4 -
1.2 -
1.0
0.8
0.6
0.4
0.2
0
♦ ♦ ♦
0.5
1.0
1.5
2.0
2.5
3.0
r/h
Рис. 4. Зависимость модуля показателя вершинной асимметрии (2D/L) от коэф¬
фициента формы (r/h) для асимметричных излучин Чулыма
Таблица 3
Классификация излучин по степени асимметрии формы
Показатель асимметрии,
(2 D/L)
Распространение, (%)
Вид асимметрии
Чулым
Вычегда
-0,2-0,2
67
72
слабая
10,21-10,41
26
23
умеренная
> 10,41
7
5
сильная
расположено в интервале от -0,2 до 0,2; особенно это характерно для Вычегды (табл. 3).
Используя показатели асимметрии, можно классифицировать излучины по характеру
плановой асимметрии, разделив их на три группы: симметричные и слабо асимметричные
излучины; излучины с умеренной асимметрией; сильно асимметричные излучины. Предла¬
гаемая градация показателя вершинной асимметрии приведена в таблице 3. Исходя из
данной классификации, слабая асимметрия характерна для излучин, находящихся в на¬
чальной стадии своего развития, т.е. сегментных излучин. Омеговидные, синусоидальные
и П-образные асимметричные излучины в большинстве случаев имеют умеренную асим¬
метрию. Сильно асимметричными являются заваленные излучины.
Выводы
1) На равнинных свободно меандрирующих реках широко распространены асимметрич¬
ные излучины. Для оценки плановой асимметрии излучин необходимо использовать как
минимум два показателя.
2) Значения показателей асимметрии зависят от формы излучины, закономерно увели¬
чиваясь от пологих сегментных к омеговидным, синусоидальным и заваленным.
3) С увеличением порядка реки и размеров излучин происходит как общее снижение
асимметричности излучин, так и уменьшение показателей асимметрии для каждого кон¬
кретного вида излучин.
108

4) На исследованных реках преобладают излучины с положительной асимметрией, т.е.
имеющие смещение вершины вверх по течению.
5) Достоверные связи показателей асимметрии с параметрами, характеризующими ста¬
дию развития излучин, выявить не удается. Видимо, это связано с большим разнообразием
природных факторов, влияющих на формирование асимметричных излучин.
6) Представляется возможным классифицировать излучины по степени асимметрии,
разделяя их на слабо-, умеренно- и сильноасимметричные.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Савицкий В.А. Об асимметрии речных излучин // Геоморфология. 1995. № 1. С. 73-79.
2. Сидорчук А.Ю., Михинов А.Е. Морфология и динамика руслового рельефа // Итоги науки и техники.
М.: ВНИИТИ, 1985. Сер. гидрология суши. Том 5. 161 с.
3. Кондратьев Н.Е. Гидроморфологические основы расчетов свободного меандрирования // Труды ГГИ.
1968. Вып. 155. С. 5-38.
4. Замышляев В.И., Майский А.А. Морфометрические зависимости для одноплесовых излучин // Вопросы
гидрологии суши. Л.: Гидрометеоиздат, 1988. С. 103-110.
5. Маккавеев Н.И., Чалов Р.С. Русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1986. 264 с.
6. Джуха И.Г., Чалов Р.С. Морфология и динамика русла р. Юг как пример руслоформирующей
деятельности малой реки // Геоморфология. 1985. № 1. С. 83—91.
7. Крашенинников М.В. О меандрах равнинных рек // Проблемы геоморфологии Восточной Сибири.
Иркутск: 1979. С. 145-147.
8. Экспериментальная геоморфология / Н.И. Маккавеев. М.: Изд-во МГУ, 1969. Вып. 2. 142 с.
9. Кондратьев Н.Е., Попов И.В., Снищенко Б.Ф. Основы гидроморфологической теории руслового про¬
цесса. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. 272 с.
10. Lewin J. Late-stage meander growth. Nature Physical Science. 1972. Vol. 240. № 101. 116 p.
11. Попов И.В. Деформации речных русел и гидротехническое строительство. Л.: Гидрометеоиздат, 1965.
328 с.
12. Кондитерова Э.А., Попов М.В. О закономерностях изменения длин свободно меандрирующих
рек //Труды ГГИ. 1969. Вып. 169. С. 3-17.
13. Завадский А.С. Классификация свободных излучин по соотношению морфометрических параметров
с учетом гидролого-морфологических особенностей процесса их развития // Динамика потоков и эро -
зионно-аккумулятивные процессы. М.: Изд-во МГУ, 2000. С. 50-57.
14. Маккавеев Н.И. Сток и русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1971. 116 с.
15. Матвеев Н.П. Меандрирование рек Подмосковья // Уч. записки МОПИ им. Н.К. Крупской. 1970.
Том 267. Вып. 13. С. 3-24.
16. Чалов Р.С. Излучины р. Вычегды // Эрозия почв и русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1974. Вып. 4.
С. 128-142.
17. Завадский А.С., Никитина Л.Н., Чалов Р.С. Особенности свободных излучин на реках в различных
природных условиях // География и природные ресурсы. 1997. № 1. С. 85-92.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 15.12.2000
THE FREE MEANDERS ASYMMETRY (THE VYCHEGDA AND CHULYM RIVERS
AS AN EXAMPLE)
A.S. ZAVADSKY
Summary
The formation of plane asymmetry of free meanders of Vychegda and Chulyma river channels is under
consideration. The criteria of asymmetry’s evaluation are worked out, the shape of meanders and water con¬
tent of the river taking into account. The classification of meanders by the degree of its asymmetry is
suggested.
109

УДК 551.43(497.17)
© 2001 г. Н.Т. КОЧНЕВА, Т. СЕРАФИМОВСКИЙ, Г. ПЕТРОВ, О. СПАСОВСКИЙ
СТРУКТУРНЫЕ ФОРМЫ СОВРЕМЕННОГО РЕЛЬЕФА
ЗАПАДНОЙ МАКЕДОНИИ И ИХ ЗНАЧЕНИЕ
ПРИ МЕТАЛЛОГЕНИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЯХ
Морфоструктурные исследования многие годы активно используются для прогнозно-
металлогенических целей, благодаря тесной связи современных форм рельефа с геологиче¬
скими структурами [1-3]. Изучение строения Западной Македонии, результаты которого
излагаются в данной статье, было проведено российско-македонской группой ученых
в соответствии с двухсторонним договором геологического факультета г. Скопле и ИГЕМ
РАН.
Проведенные ранее совместные работы позволили установить, что в современном текто¬
ническом облике Македонии находят отражение как складчато-надвиговые системы, так и
структуры наложенного и сквозного типов. С помощью космоснимков было выявлено нало¬
женное сводовое поднятие, охватывающее практически всю страну и разделенное долиной
реки Вардар на две половины - западную и восточную. На основе структурно-геоморфоло¬
гического анализа восточной половины свода был установлен унаследованный характер
развития многих структурных элементов современного рельефа, определены структуры,
тесно связанные с неогеновой тектономагматической активизацией и продуктивным оруде¬
нением. К числу рудоконтролирующих структур были отнесены своды, купола, сквозные
линейные зоны [4—6].
В настоящей статье основное внимание обращено на западную часть Македонского
свода, установлены основные черты строения его современной поверхности и намечены
структурно-глубинные связи с каледонскими и кайнозойскими структурами, играющими
важную роль при изучении закономерностей размещения оруденения.
Исследуемая территория, расположенная в междуречье Вардара и Дрины, прошла дли¬
тельную историю геологического развития. Значительная часть территории относится
к древнему Пелагонскому массиву и его переработанным окраинам: западномакедонской,
активизированной в каледонско-герцинское время, и вардарской, появившейся в виде про¬
тяженного грабена в мезозое. Кайнозойская активизация сопровождалась внедрением вул¬
каногенно-интрузивных пород в самой южной части Западной Македонии [7]. Современный
рельеф, отличающийся большим разнообразием, в основном создан неотектоническими
движениями [8].
Морфоструктурные построения проводились на основе полевых исследований, анализа
топографических, неотектонических карт и космоснимков м-ба 1:200000 и 1:500000 [9].
Многообразие типов рельефа (от высокогорья до обширных аккумулятивных долин) и их
большая гипсометрическая контрастность, а также хорошо развитая речная сеть опреде¬
лили применяемые методы анализа современного рельефа: метод морфотектоизогипс
и анализ рисунка речной сети. В результате были составлены две схемы: 1 - современных
площадных морфоструктур (рис. 1), 2 - современных линейных тектонических элементов
(рис. 2).
На первой схеме показаны структурные блоки Западной Македонии, выделенные по гип¬
сометрическим и генетическим признакам. Каждый из блоков характеризуется определен¬
ным набором геоморфологических признаков. Блоки группируются в дугообразные пояса,
расположенные внутри полусвода, и окаймляют относительно приподнятое ядро, имеющее
форму овала, частично срезанного дислокациями СЗ простирания. Дугообразные морфо-
структуры хорошо прослеживаются на космоснимках в виде полос разного фототона.
Сложным внутренним строением отличается периферический приподнятый пояс, который
является продолжением аналогичной структуры в восточной части Македонского свода.
В современном рельефе северная часть периферического пояса, расположенная в пре¬
делах Шар планина, Кораб, представлена массивными альпцнотипными горами высотой
2500-2700 м. Долины рек имеют V и U-образную форму поперечного профиля и крутые не
террасированные склоны. Южнее, в районах Бистра и Стогово, горы снижаются (до 2000 м),
вершинные поверхности становятся более округлыми, склоны положе, а долины рек значи¬
тельно шире. В пределах обширной Пелагонской равнины преобладает пологоволнистый
ПО

6
6 0 6 12 18 км
Рис. 1. Схема площадных морфоструктур Западной Македонии
Гипсометрические уровни: 1 - выше 2000 м, 2 - 1500-2000 м, 3 - 1000-1500 м, 4 - ниже 1000 м; границы :
5 - Македонского свода, 6 - депрессионных поясов, 7 - купольных поднятий; 8 - линейные и дуговые
дислокации; 9 - номера наиболее крупных кольцевых структур; I - Якупица, II - Марияво-Кошур,
III - Бистра, IV - Стогово
рельеф с абс. высотами не более 1000 м. Для самой южной части пояса вновь характерны
высокогорные поднятия (до 2200 м) с узкими долинами и обрывистыми склонами. Все оро¬
графические элементы внутри разнотипных блоков, составляющих периферический пояс,
расположены согласно с его простиранием.
Между периферическим поясом и ядром прослеживается зона оседания, в пределах кото¬
рой выделяются еще три дугообразных пояса, которые как бы вложены друг в друга.
Наиболее четко выражены два депрессионных пояса, состоящих из морфологически разно¬
типных блоков относительно низких гипсометрических уровней (до 1000 м). Один из них
простирается вдоль аккумулятивной долины реки Вардар в направлении верховьев рр. Тре¬
ска и Черна Река, другой подчеркивается дугообразными участками рек Треска и Бабина.
Поднятие, расположенное между депрессионными поясами, составлено из разобщенных
и расчлененных блоков, приподнятых в среднем до высоты 1500 м.
В пределах перечисленных дугообразных поясов все поперечные дислокации располо-
111

Рис. 2. Схема линейных тектонических элементов, выраженных в современном рельефе Западной
Македонии
Границы кольцевых структур: 1 - купольных, выявленных по топокартам, 2 - выявленных по космо-
снимку (а - депрессионных, б - купольных); 3 - сквозные линейные элементы меридионального простирания;
4 - линейные элементы; 5 - те же, подтвержденные геологическими и геофизическими данными; 6 - зона
относител ьного опускания; 7 - номера линейных зон
жены радиально по отношению к центральной части и в большинстве своем являются
границами составляющих их блоков и пространственно совпадают с долинами прямолиней¬
ных притоков крупных рек Вардар, Дрина, Треска, Черна Река. Центральная часть, или
ядро (I на рис. 1) дугообразной системы охватывает территорию Якупица и отличается
разветвленной речной сетью, имеющей радиальный рисунок. В современном рельефе это
ядро выражено как купольное поднятие (2700 м), расчлененное радиальными дислокациями
на несколько разновысотных секториальных блоков. В пределах западной части Македон¬
ского свода выделены дочерние кольцевые сооружения, имеющие самые разные размеры.
На схеме (рис. 1) показаны наиболее крупные из них, достигающие в поперечнике 50-60 км
(II—IV). Указанные кольцевые структуры пространственно совпадают с районами Бистра,
Стогово, Марияво-Кошур и расположены в основном в периферическом поясе.
112

Рис. 3. Палеоструктурная схема Македонского свода каледонского периода
Формации: 1 - карбонатная, 2 - терригенно-вулканогенно-рудоносная, 3 - терригенно-карбонатная,
4 - терригенно-седиментно-вулканогенная.
Остальные условные обозначения см. рис. 1
Для того чтобы установить связи выделенных современных площадных структур с тек¬
тоническими формами периодов массового оруденения Западной Македонии, были состав¬
лены палеосхемы для каледонского и кайнозойского времени. Для этой цели были
использованы материалы Н. Думурджанова, С. Янковича, М. Арсовского, Р. Поповича и др.
[8, 10-12] (рис. 3, 4).
Для большей наглядности при составлении этих схем изучалось размещение магмати¬
ческих и осадочных пород в пределах всего Македонского свода. Так, силурийско-девонские
осадочные и осадочно-вулканогенные толщи, в состав которых входят карбонатная, терри-
генно-вулканогенно-рудоносная, терригенно-карбонатная, терригенно-седиментно-вулкано-
генная формации, расположены в основном в западной части периферического пояса
и лишь отдельными фрагментами прослеживаются в обрамлении остальной части Маке¬
донского свода. Область простирания пород рудоносной формации почти точно согласуется
с простиранием периферического пояса.
Кайнозойские осадочные образования размещаются в основном во внутренней, относи¬
тельно опущенной части свода и почти сплошным кольцом обрамляют его ядерную часть.
Кроме того, контуры неогеновых и плейстоценовых пород контролируются радиальными
и концентрическими дислокациями, выраженными в современном рельефе. В западной
части Македонского свода кайнозойские породы сконцентрированы также, главным обра¬
зом, вокруг дочерней кольцевой структуры II, в центральной части которой находятся
локальные ареалы плиоценовых вулканитов.
ИЗ

2
Рис. 4. Палеоструктурная схема Македонского свода кайнозойского периода
1 - плиоценовые вулканиты, 2 - неогеновые и плейстоценовые осадочные толщи.
Остальные условные обозначения см. рис. 1
Сопоставление современного структурного плана с геологическими и палеоструктур-
ными данными показывает, что основные черты Македонского свода, в том числе, и иссле¬
дуемой территории, прослеживаются с каледонского времени. Размещение разновозраст¬
ных геологических формаций дает возможность предполагать, что наиболее активным
и долгоживующим является периферический пояс, где сосредоточены разновозрастные
вулканиты. Активизация, проявившаяся в девоне, связана в основном со структурами, рас¬
положенными в западной части исследуемой территории, а кайнозойская активизация - со
структурами, находящимися в пределах кольцевого сооружения II.
Линейные тектонические элементы современного рельефа выделялись на топокартах по
спрямленным участкам долин крупных и мелких водотоков, вытянутым массивам, переги¬
бам склонов, аномалиям рельефа, а на космоснимках - по аномалиям фототона. На терри¬
тории Западной Македонии выделено огромное количество разнонаправленных линейных
элементов, которые были объединены в протяженные системы. Все они вынесены на спе¬
циальную схему (рис. 2), где утолщенным штрихом выделены те из них, которые подтверж¬
дены геологическими или геофизическими данными. Выявленные линейные системы раз¬
делены на три генетических типа: 1 - согласные с направлениями разновозрастных геологи¬
ческих структур, 2 - секущие их и 3 - сквозные, имеющие длительную историю геологи¬
ческого развития и простирающиеся независимо от строения территории.
Среди согласных особое место занимают системы 1-1 и 2-2, имеющие СЗ простирание.
Эти системы ограничивают блок, в пределах которого расположены самые древние породы
ГТелагонского массива и клинообразный участок Вардарской зоны. В современном рельефе
для этого блока характерны округлые и пологие формы поднятий, а также обширные
блюдцеобразные равнины. Кроме того, система 1-1 (340°), согласная с направлением мезо¬
зойского рифтообразного пояса, является барьером, влияющим на изменение простирания
линейных элементов западной части исследуемой территории. Система 2-2 (320°) играет
114

роль раздела между западной и восточной половинами Македонского свода и определяет
структурный план области активизации в кайнозое. Для других разломов и систем СЗ
ориентировки, также как и для вышеописанных, улавливаются некоторые различия в про¬
стирании (340° или 320°).
К новой информации, полученной при интерпретации данных дешифрирования, можно
отнести систему линейных дислокаций, согласных с простиранием кайнозойских структур,
расположенных в западном сегменте свода в пределах выхода селур-девонских пород.
Морфотектонические элементы, составляющие эту систему, в рельефе представлены пря¬
молинейными отрезками хребтов и перегибами склонов, а также подчеркиваются разло¬
мами и областями развития фумарол и термоисточников. На космоснимках здесь отдешиф-
рирована большая группа кольцевых структур разного размера.
Секущие системы СВ простирания отличаются высокой сейсмической активностью
и оказывают влияние на локализацию магматических тел. Многие из них совпадают с раз¬
ломами и гравиметрическими аномалиями. Двум из них, шириной от 5 до 10 км, рас¬
положенным в северной части территории, соответствуют участки резкого по очерта¬
ниям, контрастного рельефа. Это узкие хребты с крутыми обрывистыми склонами,
V-образные долины и др. Обе системы совпадают с разломами и отличаются высокой сейс¬
мической активностью.
Еще одна система СВ простирания шириной от 25 до 30 км, идущая от Охридского озера
на Титов Велес и Кратово, имеет сложное строение. Она состоит из отдельных фрагментов,
часто отклоняющихся от общего простирания и смещенных относительно друг друга.
Линейные элементы системы дешифрируются в основном по спрямленным участкам долин
рек высоких порядков. На продолжении этой системы, в Восточной Македонии, располо¬
жены крупные рудные районы Кратово и Злетово. Самая южная секущая система шириной
от 40 до 50 км выявлена по линейным аномалиям фототона на космоснимке. Она делится на
две ветви, несколько отличающихся по простиранию. Вдоль этой системы расположена
цепочка кольцевых структур, не превышающих в диаметре 10 км. Частично система под¬
тверждается геологическими и гравиметрическими аномалиями.
Сквозные системы 3-3 - 10-10, выявленные на космоснимках, имеют преимущественно
ортогональное простирание. Почти все сквозные системы совпадают с широкими зонами
повышенной трещиноватости, некоторые из них, особенно меридионального простирания
(3-3, 5-5), сопровождаются геохимическими ореолами, а другие (7-7, 10-10) - гидротер¬
мальными источниками и подчеркиваются разновозрастными разломами. В современном
рельефе сквозные системы имеют свои отличительные черты строения, для них характерны
определенные сочетания относительного гипсометрического уровня и специфических осо¬
бенностей структурного рисунка. В общем можно отметить, что простирание сквозных
систем не согласовано с современным орографическим планом Западной Македонии, одна¬
ко заметны различия в строении меридиональных и широтных систем. Так, меридиональ¬
ные системы 3-3 - 6-6, имеющие широту от 10 до 20 км, в рельефе проявлены более
отчетливо. Они имеют более высокие гипсометрические отметки, а их внутреннее строение
определяется линейными тектоническими элементами, выраженными в современном релье¬
фе в виде параллельно расположенных линейных хребтов и участков долин, имеющих
протяженность от 10 до 20 км.
Напротив, широтные системы (7-7 - 10-10) проявлены в рельефе очень расплывчато.
Они не имеют четких границ и постепенно переходят одна в другую, отличаясь только
обликом внутреннего строения. Ширина их колеблется от 25 до 40 км. Самая северная
система (7-7) подчеркивается как мелкими, так и протяженными тектоническими элемен¬
тами. В их числе: параллельно расположенные линейные долины, протяженные обрывы,
уступы, перегибы склонов [8]. Широтные системы 8-8 и 10-10, выделенные исключительно
по результатам дешифрирования космоснимков, выражены линейными элементами релье¬
фа длиною не более 5 км.
Почти все широтные сквозные системы имеют тенденцию к опусканию. Так, в пределах
системы 9-9 общий гипсометрический уровень относительно понижен, долины современ¬
ных рек относительно расширены, склоны хребтов более пологие. Можно предположить,
что линейная область, входящая в состав системы 9-9 представляет собой относитель¬
ное опускание, наложенное на современный орографический план. Кроме того, вдоль этой
системы сохранились выходы меловых, юрских и неогеновых осадочных толщ, что дает
возможность предполагать унаследованные тенденции к опусканию.
Таким образом, можно отметить, что многие линейные тектонические структуры совре¬
менного рельефа, так же как и площадные, в большинстве своем наследуют простирание
115

4
Рис. 5. Схема размещения рудных объектов и главных рудоконтролирующих структур Западной
Македонии
7 - наиболее важные внутренние дугообразные и линейные дислокации; 2 - прочие линейные дислокации;
3 - рудоконцентрирующие линейные системы; основные рудопроявления (а) и месторождения (б): 4 - меди,
5 - марганца, 6 - железа, 7- никеля, 8 - хрома, 9 - урана, 10 - сурьмы, мышьяка с золоторудной минера¬
лизацией, 11 - полиметаллов; 12 - названия промышленных месторождений.
Остальные условные обозначения см. рис. 1 и 2
и основные черты древних геологических линейных систем. Унаследованно развивающиеся
площадные структуры и линейные системы использовались в качестве тектонической осно¬
вы при проведении металлогенического районирования в Западной Македонии.
Металлогенический профиль Западной Македонии определяется многочисленными ру-
допроявлениями железа, марганца, урана, хрома, полиметаллов и золота. Почти все рудо¬
проявления, независимо от возраста их образования, размещаются в пределах приподнятого
периферического пояса, и лишь некоторые из них - в пределах депрессионной зоны, при¬
мыкающей к нему с внутренней стороны. На фоне общего полихронного размещения
оруденения внутри периферического пояса выделяется несколько областей, отличающихся
по возрасту и специфике оруденения. На исследуемой территории в основном установлены
116

рудопроявления двух возрастных категорий: девонское стратиформное железомарганцевое
и плиоценовая минерализация, где известны полиметаллические, сурьмяные, мышьяковые
рудопроявления и месторождение золота Алшар.
Железомарганцевая металлогеническая область расположена в западной части пери¬
ферического пояса, где находится поле развития девонской вулканогенно-карбонатной
рудоносной формации. В пределах области есть несколько рудных районов, имеющих
промышленное значение. Один из таких районов, именуемый Таймиште, был изучен нами
совместно с македонскими коллегами. Учитывая тесные структурные связи, прослеживаю¬
щиеся со времени девонской активизации, была определена рудоконтролирующая роль
современных площадных и линейных структур выявленных с помощью морфоструктурного
анализа (рис. 5). Так, область распространения практически всех наиболее важных железо¬
марганцевых месторождений, рудопроявлений и геохимических ореолов ограничена систе¬
мой дислокаций 1-1. В пределах этой области важную роль в определении позиции рудных
районов играют системы меридионального простирания.
Рудные узлы обычно локализуются в местах пересечения широтных и меридиональных
систем, а промышленные месторождения расположены в пределах узлов, приуроченных
в основном к линейным элементам СЗ простирания или их пересечениям с секущими струк¬
турами. Многие рудные поля контролируются кольцевыми структурами, образующими
сложные переплетения в пределах рудных узлов. Причем наиболее крупные скопления
железомарганцевых месторождений приурочены к центральным частям куполообразных
структур, а небольшие рудопроявления расположены вдоль периферии округлых депрессий
и куполов. Так, структурная позиция рудного района Таймиште определяется узлом
пересечения разно ориентированных протяженных линейных зон, причем две из них,
северо-западная и меридиональная, отличаются по всей своей длине концентрацией рудной
минерализации. Кроме того, месторождение Таймиште расположено в центральной части
одной из купольных структур, осложняющих кольцевое сооружение III. Специально коль¬
цевые структуры Западной Македонии не изучались, но, учитывая их значительные кон¬
центрации на рудоносных площадях, можно предполагать, что они имеют эндогенное
происхождение.
Особое положение на крайнем юге Македонии занимает область плиоценовой минера¬
лизации, ограниченная границей кольцевой структуры II. Здесь также главной рудоконтро¬
лирующей является меридиональная система, на пересечении которой с широтной и северо-
восточной системами расположены основные рудные проявления. Кроме того, промыш¬
ленное месторождение золота Алшар находится в центральной части купольного поднятия,
а полиметаллические проявления и геохимические ореолы выстраиваются вдоль цепочек
кольцевых структур.
Урановые рудопроявления локализованы в южном секториальном блоке, ограниченном
линейными дислокациями, имеющими радиальные простирания по отношению к центру
Македонского свода. Следует особо выделить рудоконтролирующее значение меридиональ¬
ных линейных систем для разновозрастных рудных областей. Почти все промышленные
месторождения Македонии контролируются меридиональными структурами, которые влия¬
ют на масштаб оруденения. Ранее рудоконтролирующее значение систем меридиональной
ориентировки отмечалось также в соседней Болгарии, на Украине и для всей территории
Европы [13].
По материалам детального картографирования нескольких рудных полей Македонии
были установлены системы трещиноватости меридионального простирания, где слюдистые
сланцы замещены углеродистым веществом и превращены в углеродистые сланцы, в кото¬
рых часто локализуются рудные тела. Можно предполагать, что меридиональные линейные
системы, выполняя роль геохимических барьеров, являются проводниками восстановлен¬
ных флюидов и концентраторов оруденения [7].
Таким образом, удалось установить, что современные площадные и линейные струк¬
туры Западной Македонии, выявленные при морфоструктурном анализе, имеют анало¬
ги в структурах девона и плейстоцена, с которыми связаны основные рудопроявления.
Структуры, выявленные в современном рельефе, позволили конкретнее определить тек¬
тонические границы разновозрастных рудных областей, наметить в их пределах основные
рудоконтролирующие системы, определить расположение рудных районов и узлов. Уста¬
новленные закономерности и пространственные связи структурных форм современно¬
го рельефа, магматических и металлогенических параметров могут использоваться при
металлогеническом районировании и определении перспектив рудоносности Западной
Македонии.
117

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Герасимов И.П. Структурные черты рельефа земной поверхности на территории СССР и их проис¬
хождение. М.: Изд-во АН СССР, 1959. 100 с.
2. Рельеф Земли. М.: Наука, 1967. 120 с.
3. Металлогения скрытых линеаментов и концентрических структур. М.: Наука, 1984. 271 с.
4. Вапцаров И., Мишев К., Кочиева Н.Т., Алексиев Г. Тектонические элементы в современном рельефе
Южной Болгарии и выявление наложенных глубинных структур // Геология Балкан. Т. 16. № 6.
София: 1986. С. 3-19.
5. Kochneva N., Stojanov R., Boev A. Neogean orogenic tektonic of East Makedonia (with use of morpho-
structural analysis) // Proceeding of Symposium. Stip-Dojran. 1997. P. 119-123.
6. Кочиева H.T., Ромин К. Структурные особенности современного рельефа Сербии и Македо¬
нии // Рудоносные орогенные структуры и методы их изучения. М.: Наука, 1981. С. 7-19.
7. Томсон И.Н., Серафимовский Т., Кочиева Н.Т. Кайнозойская металлогения восточной Маке¬
донии // ГРМ. 1998. Т. 40. С. 195-204.
8. Арсовски М. Тектоника на Македонка. Рударско-геолошки факультет. Штип: 1997. 306 с.
9. Лукашов А.А., Симонов Ю.Г. Геоморфологический анализ при изучении эндогенных рудных полей
Восточного Забайкалья // Вест. МГУ. Сер. 5. География. 1971. № 4. С. 35-41.
10. Dumurdzanov N. Lacustrine Neogene and Pleistocene in Makedonia // 1GSP 329. Belgrade. 1995.
P. 121-136.
11. Jankovic S. The Carpatho-Balkanides and adjkent area: asektor of the Tethyan Eurasian metallogenie belt //
Mineraliurn Deposits. 1997. № 32. P. 426-433.
12. Popowic R. Geologia Zapadne Makedonije. Beograd: k. 11. 1995. 93 p.
13. Глобальные закономерности размещения крупных рудных месторождений. М.: Недра, 1974. 193 с.
ИГЕМ РАН, Поступила в редакцию
Горно-геологический факультет 01.12.99
университета Республики Македония, Штип
STRUCTURAL LANDFORMS OF WEST MACEDONIA AND THEIR INFLUENCE
ON THE DISTRIBUTION OF ORE-BEARING ZONES
N.T. KOTCHNKVA, T. SERAPHIMOVSKY, G. PETROV, O. SPASOVSKY
Summary
Area and linear elements of contemporary relief of the West Macedonia were distinguished using
the morphostructual analysis. These elements have close connection with Caledonian and Cenozoic ore control
structures. The arcuate peripheral belt of arch-like rise has complicated structure, continued evolution and hold
multiaged mineralization. The linear systems of relief helped to adjust the locality of ore regions and joints.
The morphostructural method proved to be very useful within the wide range of applied investigations.
УДК 551.43 + 523.43-834
© 2001 г. Е.Я. РАНЦМАН, М.П. ГЛАСКО, Ш.А. ГУБЕРМАН, В.В. МАКСИМОВ
МОРФОСТРУКТУРНОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ ПОВЕРХНОСТИ МАРСА
(ФРАГМЕНТ)1
Новые сведения о природе Марса, полученные американскими космическими аппа¬
ратами "Викинг-1", "Викинг-2" (1976 г.) и "Марс-ГГасфайндер" (июль 1997 г.), а также снимки
его поверхности из космоса дали новый импульс к изучению природы этой планеты. Мы не
ставили перед собой задачу осветить все то новое, что стало известно о природе Марса -
это дело специалистов-планетологов [1-5]. Наша цель ограничивается выявлением связи
рельефа поверхности "красной планеты" с элементами блоковой структуры, свойственной
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 99-05-64974).
118

90° 75° 60° 45° 30° 15° 0°
Рис. У. Рельеф поверхности Марса
У - изолинии с отметками высот через 2 км (мелкие по размеру и округлые структуры представляют
собой кратерные понижения; кольцевые и полукольцевые структуры - валы, возвышающиеся вокруг кра¬
теров; на карте удалены изолинии, очерчивающие кратеры мельче 50 км в диаметре); 2 - уступы
ее коре. Мы применяли методику морфоструктурного районирования по формализованным
признакам (МСР) [6], хорошо зарекомендовавшую себя в земных условиях. Элементы
современной блоковой структуры земной коры выделялись на схемах МСР на основе целе¬
направленного анализа рельефа по топографическим картам и дешифрирования косми¬
ческих снимков Земли. Анализ рельефа Марса стал возможен после того, как появились
методы и данные для построения карт рельефа по цифровым данным, лежащим на сервере
НАСА, получаемых по сети Интернет. Основой карт служили цифровые модели рельефа
Марса, которые были составлены Геологической службой США по снимкам, полученным
американскими орбитальными станциями "Викинг". Кроме того, для районирования исполь-
119

зовались уже готовые цифровые карты рельефа, оттененные отмывкой, а также составлен¬
ные из отдельных снимков цифровые "мозаичные изображения" поверхности Марса (косми¬
ческие снимки), полученные из того же источника в сети Интернет.
Предварительные результаты работы были доложены на Рабочем совещании в Лоурен-
совской национальной лаборатории (Беркли, США) в марте 1998 г.
Рассмотрим сначала карту рельефа Марса, затем коротко изложим основные положения
МСР (подробно о методике в [6—8]), далее приведем схему МСР, составленную для поверх¬
ности Марса.
Карта рельефа Марса (рис. 1). Для морфоструктурного районирования был выбран один
из наиболее контрастных по рельефу участков поверхности, расположенный в Западном
полушарии (между 45° с.ш. и 45° ю.ш., 0° и 90° з.д.). По площади территория занимает при¬
мерно одну шестую часть от всей поверхности планеты. Для этого участка были составлены
цветные карты рельефа в масштабах 1:15000000 и 1:25000000 в изолиниях с сечением 1 км.
Использовались цифровые модели рельефа с разрешениями 16 точек и 64 точки на градус.
На карте видно сочетание тех же крупных элементов рельефа, что и на Земле гор, равнин,
депрессий. Высоты снижаются от 8—10 км в горных районах, до 2-3 км на плато (Босфор¬
ское, Синайское, Лунное) и равнинах (Ацидалийская) и до 0 и -3 км - в депрессиях. В южной
части крупной депрессии видны многочисленные сухие долины, единичные долины встре¬
чены и на плато. Сухие долины созданы катастрофическими потоками, возникавшими во
время таянья и прорыва вод глубинных ледников. Эрозионные формы возникали в зонах
тектонического дробления и были приурочены к тектоническим трещинам, где возможны
поступления теплых глубинных вод [1]. В настоящее время вода может существовать на
Марсе только в виде льда и пара [4, 5]. Другая замечательная особенность рельефа Марса -
многочисленные кольцевые понижения - кратеры, созданные падениями метеоритов. Они
расположены на поверхности неравномерно и различны по размерам - от нескольких
десятков до тысячи км. Горный склон рассекают узкие глубокие понижения - рифтовая
система Маринер. Днища рифтов опущены относительно бортов на глубину порядка
10-14 км. Карта рельефа и космические снимки поверхности Марса отражают события,
которые происходили здесь более миллиарда лет тому назад [5].
Методика МСР. На схемах МСР показаны три элемента современной блоковой струк¬
туры земной коры: относительно стабильные блоки, границы блоков - линейные подвиж¬
ные зоны, места пересечения границ блоков - морфоструктурные узлы. Уровень морфо¬
структурной однородности территории определяет иерархию системы МСР. По близким
значениям характеристик рельефа выделяют блоки; закономерное изменение значений от
одного блока к другому позволяет объединить их в мегаблок (мезоблоки). Довольно
однородные региональные значения характеристик рельефа соседних мегаблоков - указа¬
ние на общность истории их формирования, служат основанием для их объединения
в макроблоки. Границам блоков присваивается третий ранг, границам мегаблоков - второй
ранг, а макроблоков - первый ранг. Границы блоков представлены линейными зонами,
выраженными на поверхности линейными элементами рельефа, вытянутыми в едином на¬
правлении.
Характеристики рельефа, на основе которых определяется однородность территории,
названы информативными признаками рельефа. Применяются следующие основные при¬
знаки: близкие высоты междолинных пространств; близкие простирания линейных элемен¬
тов рельефа; одинаковый плановый рисунок эрозионной сети.
Морфоструктурные узлы отличаются мозаичными ландшафтами, сочетанием контраст¬
ных форм рельефа, обилием форм смещения масс со склонов. На Земле к узлам приуро¬
чены уникальные явления природы: эпицентры сильных землетрясений, крупные скопления
углеводородов, геохимические аномалии и др. На пересечении границ блоков происходят
тектоническое дробление земной коры, подвижки мелких блоков, увеличивается верти¬
кальная миграция флюидогенных потоков.
Морфоструктурное районирование поверхности Марса. Основная тектоническая актив¬
ность Марса завершилась более 1,0 миллиарда лет тому назад [1]. Наиболее яркие про¬
явления рельефообразования связаны с вулканизмом. Возникали высочайшие горные мас¬
сивы (до 20 км высотой) и длинные лавовые склоны. Все последующее время поверхностные
процессы видоизменяли облик крупных форм рельефа. При таянии массы льдов, скрытых
на глубине, образовывались формы, созданные периодически действующими водными пото¬
ками. Метеоритные дожди и отдельные крупные метеориты создавали кольцевые пониже¬
ния (рис. 2). Эоловые формы - следы сильных ветров.
120

Рис. 2. Фрагмент "космического снимка" Марса с наиболее развитой эрозионной сетью (к югу от равнины
Хриса)
Поверхностные процессы, несмотря на их высокую интенсивность, не изменили соот¬
ношения между крупными элементами рельефа, созданными глубинными тектоническими
и вулканическими процессами. Основная особенность рельефа Марса - преобладание де¬
прессий в северном полушарии, а возвышенностей - в южном. Мы рассматриваем крупные
элементы рельефа Марса как морфоструктурные образования, отражающие блоковую
структуру поверхности Марса. Элементы блоковой структуры Марса выделены с помощью
МСР.
Начнем с выделения блоков - единиц МСР третьего ранга (рис. 3). Блоки представляют
собой территории с близкими значениями информативных признаков рельефа; граница
блока проводится там, где значения хотя бы одного признака существенно меняются.
Выбраны следующие информативные признаки рельефа Марса: 1) высота поверхности;
2) направление и величина уклона поверхности; 3) интенсивность окраски поверхности
(величина альбедо); 4) плотность мелких кратеров; 5) плановый рисунок сухих долин.
Из информативных признаков только высота поверхности и плановый рисунок долин
аналогичны признакам, применяемым в МСР на Земле.
Значения первых двух признаков определялись по гипсометрическим картам, построен¬
ным на основании цифровых моделей рельефа. Кроме того, для отдельных участков поверх¬
ности были составлены специальные крупномасштабные карты склонов, где склоны разной
экспозиции и/или разной крутизны окрашивались в разные цвета. Информация об альбедо
поверхности планеты (ее отражательной способности) получена с распечатанной в мас¬
штабе 1:25000000 карты рельефа, оттененного отмывкой (shaped relief airbrush map), на ко¬
торой также хорошо выделяются участки, отличающиеся цветом. Для оценки интенсив¬
ности окраски поверхности использовали три градации: высокую, среднюю и низкую. Та же
карта, а также крупномасштабные космические снимки использовались для оценки плот¬
ности мелких метеоритных кратеров и эрозионного расчленения поверхности. Степень
кратерирования поверхности и плотность эрозионного расчленения оценивалась также по
трем градациям. Границы блоков проводились вдоль линейных или дугообразных элемен¬
тов рельефа, при этом были использованы крупномасштабные космические снимки. Прак¬
тически положение границ устанавливалось визуально по картинке на мониторе компью¬
тера и затем переносилось на топографическую карту.
Последовательность изменения высот, плотность мелких кратеров, уклонов поверхности
позволила объединить блоки в несколько мегаблоков. Так, в мегаблоке Ij, захватывающем
121

Рис. 2. Фрагмент "космического снимка" Марса с наиболее развитой эрозионной сетью (к югу от равнины
Хриса)
Поверхностные процессы, несмотря на их высокую интенсивность, не изменили соот¬
ношения между крупными элементами рельефа, созданными глубинными тектоническими
и вулканическими процессами. Основная особенность рельефа Марса - преобладание де¬
прессий в северном полушарии, а возвышенностей - в южном. Мы рассматриваем крупные
элементы рельефа Марса как морфоструктурные образования, отражающие блоковую
структуру поверхности Марса. Элементы блоковой структуры Марса выделены с помощью
МСР.
Начнем с выделения блоков - единиц МСР третьего ранга (рис. 3). Блоки представляют
собой территории с близкими значениями информативных признаков рельефа; граница
блока проводится там, где значения хотя бы одного признака существенно меняются.
Выбраны следующие информативные признаки рельефа Марса: 1) высота поверхности;
2) направление и величина уклона поверхности; 3) интенсивность окраски поверхности
(величина альбедо); 4) плотность мелких кратеров; 5) плановый рисунок сухих долин.
Из информативных признаков только высота поверхности и плановый рисунок долин
аналогичны признакам, применяемым в МСР на Земле.
Значения первых двух признаков определялись по гипсометрическим картам, построен¬
ным на основании цифровых моделей рельефа. Кроме того, для отдельных участков поверх¬
ности были составлены специальные крупномасштабные карты склонов, где склоны разной
экспозиции и/или разной крутизны окрашивались в разные цвета. Информация об альбедо
поверхности планеты (ее отражательной способности) получена с распечатанной в мас¬
штабе 1:25000000 карты рельефа, оттененного отмывкой (shaped relief airbrush шар), на ко¬
торой также хорошо выделяются участки, отличающиеся цветом. Для оценки интенсив¬
ности окраски поверхности использовали три градации: высокую, среднюю и низкую. Та же
карта, а также крупномасштабные космические снимки использовались для оценки плот¬
ности мелких метеоритных кратеров и эрозионного расчленения поверхности. Степень
кратерирования поверхности и плотность эрозионного расчленения оценивалась также по
трем градациям. Границы блоков проводились вдоль линейных или дугообразных элемен¬
тов рельефа, при этом были использованы крупномасштабные космические снимки. Прак¬
тически положение границ устанавливалось визуально по картинке на мониторе компью¬
тера и затем переносилось на топографическую карту.
Последовательность изменения высот, плотность мелких кратеров, уклонов поверхности
позволила объединить блоки в несколько мегаблоков. Так, в мегаблоке I \, захватывающем
121

Рис. 3. Схема морфоструктурного районирования поверхности Марса (фрагмент)
Морфоструктурные линеаменты: I - первого ранга, 2 - второго ранга, 3 - третьего ранга; 4 - рифты
системы Долин Маринер. Морфоструктурные блоки: 5 - макроблоки (1, II, III), 6 - мегаблоки (I ,-16,
II,-II4, 111,-1112)
северную часть Лунного плато и прилегающие к нему области к северу от долины Касэй,
высоты снижаются к северу, плотность кратеров низкая. В соседнем мегаблоке I2 самые
низкие блоки расположены в западной его части, а в мегаблоке 13 - понижены юго-юго-
западные блоки; в мегаблоке I5 высоты снижаются в восточном направлении и самые
сниженные блоки находятся в его восточной части, в этом же направлении уменьшается
122

Рис. 3. Схема морфоструктурного районирования поверхности Марса (фрагмент)
Морфоструктурные линеаменты: / - первого ранга, 2 - второго ранга, 3 - третьего ранга; 4 - рифты
системы Долин Маринер. Морфоструктурные блоки: 5 - макроблоки (I, II, III), 6 - мегаблоки (I ,-16,
11,-114, IH1-HI2)
северную часть Лунного плато и прилегающие к нему области к северу от долины Касэй,
высоты снижаются к северу, плотность кратеров низкая. В соседнем мегаблоке I2 самые
низкие блоки расположены в западной его части, а в мегаблоке I3 - понижены юго-юго¬
западные блоки; в мегаблоке I5 высоты снижаются в восточном направлении и самые
сниженные блоки находятся в его восточной части, в этом же направлении уменьшается
122

плотность кольцевых структур. В мегаблоке II3 самый сниженный блок - центральный
(Синайское плато), а в мегаблоке II4 высоты снижаются в северном направлении. В мега¬
блоке III 1 плотность кратеров увеличивается от центрального блока к юго-западу и юго-во¬
стоку. Мегаблок III2 представлен кольцевой структурой ударного происхождения (равнина
Аргира), в которой высоты снижаются от периферии к центру.
Единый тип тектонических движений и созданный тектоническими процессами облик
рельефа объединяют мегаблоки в более крупную единицу МСР - макроблоки.
Макроблок I - Хрисо-Ацидалийская депрессия глубиной до 3 км. В макроблок включены
возвышенности и низины, обрамляющие депрессию и снижающиеся к ней.
Карта рельефа исследуемого фрагмента Марса захватывает юго-восточную окраину
высочайших гор Марса - поднятия Фарсида - многократерное вулканическое образова¬
ние. Склоны гор сложены лавовыми потоками. Западная часть окраины поднятия вошла
в макроблок II. Высоты снижаются от 11 до 3 км.
Платообразная поверхность, с высотами порядка 2-3 км, удаленная от крупных вулкани¬
ческих центров объединена в макроблок III (Босфорское плато и равнины Аргира). Терри¬
тория осложнена множеством плохо выраженных кольцевых понижений - следов, остав¬
ленных падением метеоритов, что указывает на значительную древность поверхности,
поскольку сохранность мелких кольцевых структур зависит от экзогенных факторов -
главным образом, дефляции, эоловой и флювиальной аккумуляции.
Макроблоки различаются типами поверхностных природных процессов. Созданные ими
формы рельефа запечатлены на снимках поверхности Марса. Для макроблока I характерны
подвижные эоловые формы. С запада макроблок ограничивает самая протяженная на Мар¬
се долина Касэй, следующая вдоль уступа Фортуны и на севере меняющая свое простирание
на восточно-северо-восточное. В южной части макроблока видны несколько сухих долин,
наиболее крупная из них - долина Арес (рис. 2). В пределах макроблока III активны гра¬
витационно-тектонические подвижки на бортах рифтовой системы Долин Маринер (мега¬
блок II2) - оседания и обрушения создавали здесь многочисленные ступени и провалы. Мак¬
роблок III удален от лавовых потоков и от мест накопления наносов, приносимых крупными
временными потоками. На поверхности сохранились кольцевые формы метеоритного
происхождения. Южная часть макроблока занята обширной кольцевой структурой с пони¬
женным центром, связанной, вероятно, с падением гигантского метеорита (равнина Аргира
и окружающие ее с севера горы Нереид).
Особым знаком на схеме МСР показана система раздвигов Долин Маринер (мегаблок И2)
и продолжающая ее в северо-восточном направлении - зона понижений (мегаблок 16). Все
элементы рифтовой системы Маринер оценены как линейные зоны высокого ранга,
независимо от их роли в ограничении блоков разного ранга. Там, где элементы рифта
Маринер совпадают с границами блоков, проведены две линии - граница соответствующего
ранга и зона сдвигов рифтовой системы (аналогично принципу МСР, применяемому на Зем¬
ле, где высоким рангом выделены главные сдвиги и зоны протяженных рифтов).
Морфоструктурное районирование выявило различия в простирании границ второго
и третьего рангов в макроблоках. В макроблоке I преобладают широтно-меридиональные
границы блоков; в макроблоке II - широтные, параллельные системе Маринер; в макро-
блоке III - северо-восточные и северо-западные. Различие простираний - свидетельство
своеобразия морфоструктуры каждого макроблока. Отметим также большую роль широт¬
ных простираний в морфоструктуре Марса - близширотно ориентированы рифтовая систе¬
ма Маринер и граница первого ранга между макроблоками I и III.
В местах, где пересекаются границы блоков, формируются морфоструктурные узлы,
известные на Земле как места наиболее активных природных процессов.
Контрастные сочленения форм рельефа в морфоструктурных узлах на Марсе возникли
в местах сочленений макроблоков, где пересекаются границы первого ранга - здесь пони¬
жения сочетаются непосредственно с горными склонами. Пример такого узла - стык макро¬
блоков I, II, III. В пределах этого узла меняются простирание рифта Маринер с широт¬
ного на северо-восточное и строение рифтовой зоны в целом. Сложный узел возник
на стыке мегаблоков 13,14 и 15 , где оканчивается расширенное понижение системы
Долин Маринер и меняется простирание границ второго ранга. В узле расположено
крупное кольцевое понижение. Вероятно, морфоструктурные узлы представляют собой
места наиболее благоприятные для изучения процессов, протекающих на Марсе, осо¬
бенно узлы, созданные пересечением нескольких границ блоков или границ высоких
рангов.
123

Выводы
Методом МСР построена иерархическая модель морфоструктурных элементов поверх¬
ности Марса, аналогичная схемам современной блоковой структуры земной коры. То, что
методика МСР "работает" для условий другой планеты, принципиально отличающихся
от тех, в которых она создавалась и совершенствовалась, подтверждает возможность
ее широкого применения для познания закономерностей пространственной организации
природных процессов. При этом, хотя основные принципы МСР остались неизменными,
были применены новые информативные признаки рельефа, характерные для поверхности
Марса.
Можно предположить, что основные черты современного рельефа Марса предопределе¬
ны также, как и на Земле, блоковой структурой коры планеты. Остается открытым вопрос
о возможности проявления некоторых глубинных процессов после завершения основного
этапа тектогенеза на Марсе. Если такие процессы происходят, то они наиболее вероятны
в крупных морфоструктурных узлах.
Предстоит сопоставить данную схему с новыми сведениями по геоморфологии и гео¬
тектонике, полученными планетологами. Возможно, в будущем схема блоковой струк¬
туры коры Марса поможет выбрать наиболее интересные места для изучения природы
Марса2.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Лукашов АЛ. Рельеф планетарных тел. М.: Изд-во МГУ, 1996. 108 с.
2. Геоморфологическая карта Марса (1 : 20000000) / Кац Я.Г., Кузнецов Ю.Г., Хайн В.Е. Л.: Мингео,
1980.
3. Кац Я.Г., Макаров И.В. Основы сравнительной геологии планет. М.: Изд-во МГУ, 1987. 102 с.
4. Марченко А.Г. История формирования устья долины Арес (Марс) // Природа. 1997. № 12. С. 57-61.
5. Никишин А.М. Геологическое строение и эволюция Марса. М.: Изд-во МГУ, 1987. 112 с.
6. Ранцман Е.Я. Места землетрясений и морфоструктура горных стран. М.: Наука, 1979. 170 с.
7. Гласко М.П., Ранцман Е.Я. Географические аспекты блоковой структуры земной коры // Изв. АН
СССР. Сер. географ. 1991. № 1. С. 3-19.
8. Гласко М.П., Ранцман Е.Я. О морфоструктурных узлах - местах активизации современных рельефо¬
образующих процессов // Геоморфология. 1992. № 4. С. 58-61.
Институт географии РАН, Поступила в редакцию
Институт проблем передачи информации РАН, 21.12.98
Digital Oil Technologies (U.S.A)
MORPHOSTRUCTURAL ZONE DIVISION OF THE MARS’ SURFACE
K.Ya. RANTSMAN, M.P.GLASKO, Sh.A. GUBERMANN, V.V. MAKSIMOV
S u ш m а г у
On the basis of the hypsometric map and space images the morphostructural zone division of the Mars'
surface was fulfilled. The formalized method used was worked out earlier for revealing the block structure of the
Earth's surface. The new parameters of relief peculiar for Mars were used. The hierarchical model
of morphostructural elements of Mars' surface was obtained.
2 Инициатором данного исследования был Ш.А. Губерман (Digital Oil Technologies (U.S.A)), за что
остальные авторы статьи выражают ему искреннюю благодарность.
124

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 3
июль-сентябрь
2001
РЕЦЕНЗИИ
ИНТЕРЕСНЫЕ РАБОТЫ ПО ГЕОМОРФОЛОГИИ
ВОСТОЧНОГО АЗЕРБАЙДЖАНА
В 1999 г. в Баку были опубликованы на русском языке монографии Г. Халилова и В. Гаджиева,
посвященные описанию геоморфологии и истории развития рельефа ряда провинций Восточного Азер¬
байджана, продолжающие цикл фундаментальных исследований рельефа Малого Кавказа, начатый рабо¬
тами В.Е. Хайна, Е.Е. Милановского, Б.А. Антонова, Б.А. Будагова, Н.В. Думитрашко, Д.А.Лилиен-
берга, Н.Ш. Ширинова и др.
В очень обстоятельном труде Г. Халилова "Морфоструктуры восточной части Малого Кавказа"
(Баку: Азерб. Энцикл., 1999. 278 с. Науч. ред. Н.Ш. Ширинов) показано, что Малый Кавказ имеет весьма
сложное геоморфологическое строение, характеризующееся морфогенетической и типологической
дифференцированностью. В развитии его рельефа четко прослеживается чередование эпох активизации и
стабилизации. Во время мобильных стадий происходило усложнение рельефа, усиление его контрастности
и дифференцированности, а во время стабильных - отмечалось сглаживание рельефа и формирование
поверхностей выравнивания.
Разработанные автором принципиально новые схемы таксономической систематики морфоструктур
показали, что одной из главных особенностей рельефа Малого Кавказа являются каркасные морфо¬
структуры линейной и овальной конфигурации. В истории развития этой горной страны выделяется ряд
этапов, стадий и эпох. Выполненная поэтапная реконструкция палеорельефа позволила автору досто¬
верно воссоздать картину эволюции рельефа и становления современной морфоструктуры Малого
Кавказа.
В работе В. Гаджиева "Палеогеоморфология областей мезокайнозойского вулканизма Нахчывани
и Талыша" (Баку: 1999. 194 с. Науч. ред. М.А. Мусеибов) детально рассмотрено строение рельефа Нахи¬
чевани и Талыша, палеотектоническая обстановка и закономерности развития их рельефа во времени,
реконструированы условия и характер размыва рудоносных тел, прослежены пути транзита полезного
компонента и возможные участки накопления россыпей, отраженные на составленных автором средне¬
масштабных палео геоморфологических картах.
В истории развития рельефа этих областей четко прослеживаются два этапа - позднегеосинкли-
нальный и орогенный. При этом наиболее благоприятные условия для формирования россыпных место¬
рождений, связанных с магматическими телами, имели место в четвертичное время, когда происходила
аккумуляция рыхлых осадков в пределах речных долин. Установлено, что современные долины Талыша, как
правило, приурочены к поперечным глубинным разломам.
Рецензируемые монографии Г. Халилова и В. Гаджиева представляют очень обстоятельные и факто¬
логически обоснованные исследования, результаты которых, несомненно, будут интересны широкому
кругу специалистов, интересующихся новейшей историей развития Восточного Кавказа. По существу к
работам имеется лишь одно небольшое замечание - авторы при рассмотрении геологической истории
Малого Кавказа стоят на классических "фиксистских" позициях, игнорируя широко распространенные
в настоящее время "мобилистские" представления, в числе сторонников которых находятся и такие
известные специалисты по геологии и истории развития рельефа Кавказа, как академики В.Е. Хайн
и Е.Е. Милановский. Свою позицию авторам хорошо было бы аргументировать фактологически, показав
необоснованность "мобилистских" представлений для изученных районов Малого Кавказа.
АЛ. Свиточ, Т.А. Янина
125

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 3
июль-сентябрь
2001
ИНФОРМАЦИЯ
НОВЫЙ ЭТАП В ДЕЯТЕЛЬНОСТИ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОЙ КОМИССИИ
МЕЖДУНАРОДНОГО ГЕОГРАФИЧЕСКОГО СОЮЗА
На прошедшем в августе 2000 г. Международном Географическом Конгрессе в Сеуле решено про¬
должить работу Геоморфологической комиссии МГС. В первом циркуляре комиссии, разосланном в на¬
чале 2001 г., сформулированы очередные задачи, стоящие перед географическим обществом геоморфологов.
Комиссия теперь (до следующего (2004 г.) Конгресса) именуется "Геоморфологические вызовы XXI веку".
Область интересов определяется как выявление важнейших направлений в геоморфологических исследо¬
ваниях и диалог между геоморфологией и другими отраслями географии, направленный на то, чтобы
геоморфологические идеи и концепции стали бы играть более заметную роль в политике и планировании
окружающей среды. Конкретнее, задачи сводятся к четырем темам: 1) выявление взаимосвязей между
различными направлениями геоморфологических исследований, 2) исследование значения антропогенных
колебаний климата в геоморфологических процессах, 3) роль геоморфологических систем в изменении
окружающей среды, 4) укрепление связей геоморфологов с учеными в смежных областях науки.
Как видно из сказанного, новое руководство комиссии довольно решительно поворачивает работу
в сторону общих геоморфологических проблем, проблем окружающей среды (экологической геомор¬
фологии), усиления взаимодействий с другими географическими (и не только географическими) науками.
В предшествующие годы работа комиссии концентрировалась, в основном, на важных, но относительно
частных проблемах (современные экзогенные процессы, измерение эрозии-аккумуляции в элементарных
бассейнах и на опытных полигонах и т.п.).
В настоящее время комиссия планирует проведение ряда совещаний, конференций и симпозиумов.
4-8 августа 2002 г. в г. Дурбан (ЮАР) намечается региональная конференция МГС, тема - исследо¬
вания в бассейнах для охраны и улучшения качества воды и стока.
12-15 сентября 2002 г. в г. Лидс (Великобритания) - совместное заседание с группой британских
геоморфологов, посвященное М. Киркби, тема - эрозионные процессы и морфогенез.
16-24 августа 2004 г. в Глазго (Великобритания) во время XXX Конгресса МГС состоится заключи¬
тельный симпозиум комиссии.
Пока в конкретных планах комиссии не отражены заявленные общие задачи. Поэтому руководство
комиссии просит геоморфологов разных стран не только поддержать ее планы, но и приглашает
их участвовать в объявленных собраниях и предлагать новые темы и места для встреч.
Сообщаем основные адреса. Комиссия ACW4 @Ie.ac.uk. Subject: IGU Commission.
Президент проф. А. Парсонс.
Prof. Anthony Parsons
Department of Geography
University of Leicester
Bennett Building
University Road
Leicester LEI 7RH, UK
Tel: +44 0116 252 5245
Fax: +44 0116 252 3854
Email: ajpl6@le.ac.uk
126

Вице-президент проф. Г. Брирли.
Prof. Gary Brierley
Department of Physical Geography
Division of Environmental & Life Sciences
Macquarie University
North Ryde
NSW 2109, Australia
Tel: +61 29850 8427
Fax: +61 29850 8420
Email: gbrierli@laurel.ocs.mq.edu.au
В России связь можно поддерживать с В.Н. Голосовым
(Географический факультет МГУ им. М.В. Ломоносова).
Prof. Valentin Golosov
Laboratory of Soil Erosion & Fluvial Processes
Department of Geography
Moscow State University
119899 Moscow
Russia
Tel/Fax: +7 095 9395044
Email: river@river.geogr.msu.su
Д.А. Тимофеев
127

Главный редактор Д.А. Тимофеев
Редакционная коллегия:
А.М. Берлянт, В.Вад. Бронгулеев, В.А. Брылев, А.П. Дедков,
Ю.В. Ефремов, П.А. Каплин, А.Н. Ласточкин, Е.В. Лебедева (отв. секретарь),
Э.А. Лихачева, А.Н. Маккавеев (зам. гл. редактора), Ю.А. Павлидис, Г.И. Рейснер,
Ю.П. Селиверстов, Ю.Г. Симонов, Г.Ф. Уфимцев, Г.И. Худяков,
Р.С. Чалов, В.П. Чичагов
Зав. редакцией Е.А. Карасева
тел. 238-03-60
Технический редактор Т.Н. Смолянникова
Сдано в набор 17.05.2001 Подписано к печати 27.06.2001 Формат бумаги 70 х 100l/i6
Офсетная печать. Уел. печ. л. 10,4 Уел. кр.-отт. 3,3 тыс. Уч.-изд. л. 12,0 Бум. л. 4,0
Тираж 313 экз. Зак. 2373
Свидетельство о регистрации № 0110281 от 8 февраля 1993 г.
в Министерстве печати и информации Российской Федерации
Учредители: Российская академия наук. Отделение океанологии, физики атмосферы и географии РАН.
Институт географии РАН
Адрес редакции: 109017 Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 29
Институт географии РАН, тел. 238-03-60
Адрес издателя: 117997, Москва, Профсоюзная ул., 90
Отпечатано в ППП "Типография "Наука", 121099, Москва, Шубинский пер., 6
Налоговая льгота - общероссийский классификатор продукции ОК-005-93,
том 2; 952000 - журналы
128

Глубокоуважаемые читатели!
Ученым, специалистам, преподавателям вузов, аспирантам и студентам вели¬
ким подспорьем в труде всегда служили и будут служить научные статьи и книги.
Помочь им, а также работникам библиотек правильно и оперативно ориентировать¬
ся в издательских проектах призван журнал “Научная книга”, с 1998 г. выпускаемый
четыре раза в год издательством “Наука”.
Журнал “Научная книга”:
- это достоверный источник информации о сегодняшнем дне российской науки;
- это оперативные и надежные сведения “из первых рук” о публикациях оте¬
чественных ученых и специалистов;
- это верный компас в море общеакадемических, региональных и институт¬
ских издательских проектов.
Журнал “Научная книга”:
- это профессиональная трибуна издателей, полиграфистов, распространите¬
лей научной книги;
- это интересные, часто уникальные материалы из истории издательской де¬
ятельности как Российской академии наук, так и книгоиздания страны, а также по
актуальным проблемам книговедения;
- это самые последние официальные материалы и нормативные документы,
регламентирующие профессиональную деятельность российских издателей, поли¬
графистов, книгораспространителей.
Журнал “Научная книга”:
- это увлекательный рассказ о рождении и жизни научной книги на всех эта¬
пах ее развития: от “чернильницы” автора до полки книжного магазина, библиотеки
и до рук ученого, специалиста, любителя научной книги;
- это самая свежая информация о состоявшихся в стране и за рубежом книж¬
ных и полиграфических выставках, ярмарках, о презентациях новых интересных из¬
даний;
- это своеобразная “путеводная звезда” в мире научной литературы для уче¬
ных, специалистов и всех книголюбов.
Журнал можно выписать по Объединенному каталогу “Пресса России”, т. 1,
индекс 26099. Возможно также оформление подписки непосредственно в издатель¬
стве “Наука”, тел. (095) 334-74-50.
Отдельные номера журнала можно приобрести в фирме “Наука-Инициатива”,
тел. (095) 334-98-59, а также в редакции (117997, г. Москва, ул. Профсоюзная, д. 90,
к. 327, тел./факс (095) 334-75-21).

УВАЖАЕМЫЕ ПОДПИСЧИКИ ЖУРНАЛОВ
ИЗДАТЕЛЬСТВА “НАУКА”
Подписка на академические журналы издательства “Наука” в I полугодии
2002 г. будет проводиться по той же схеме, по которой она велась во II полугодии
2001 г., - по ценам Объединенного Каталога Прессы России “Подписка-2002” (т. 1)
в отделениях связи, а также по специальным (сниженным) ценам.
Специальные (сниженные) цены предоставляются государственным научно-
исследовательским организациям Российской академии наук, а также их
сотрудникам. В связи с недостаточностью бюджетного финансирования подписка
для других учреждений и их специалистов будет осуществляться на общих
основаниях.
Индивидуальные подписчики академических организаций смогут оформить
подписку по специальным ценам, предъявив служебное удостоверение. Лица,
желающие получать подписные издания непосредственно на свои почтовые
адреса, а также иногородние подписчики смогут оформить ее по специальным
заявкам. Индивидуальная подписка по-прежнему будет проводиться по принципу
“Один специалист - одна подписка”.
Коллективные подписчики академических организаций, перечисленные выше,
для оформления своего заказа должны будут направить в издательство “Наука”
надлежаще оформленные бланк-заказы. При положительном рассмотрении полу¬
ченных заявок оплата производится через отделение банка или почтовым перево¬
дом на основании полученного подписчиками счета ЗАО “Агентство подписки и
розницы” (АПР).
Учреждения РАН, специализирующиеся на комплектовании научных
библиотек академических организаций (БАН, БЕН, ИНИОН), могут осуществить
подписку, как и прежде, непосредственно в издательстве, предварительно
согласовав с ним список пользующихся их услугами организаций и количество
льготных подписок.
Лицам и организациям, сохранившим право подписки по специальным ценам,
в соответствии с настоящими условиями, достаточно будет при оформлении
подписки на I полугодие 2002 г. лишь подтвердить заказ, указав в письме номер
своего кода, присвоенного АПР при предыдущем оформлении подписки.
Бланки заказов как коллективных, так и индивидуальных подписчиков будут
приниматься только с печатью организации (оттиск должен быть четким и
читаемым).
Убедительно просим всех индивидуальных и коллективных подписчиков
журналов издательства “Наука”, имеющих право на подписку по специальным це¬
нам, заблаговременно направлять свои заказы и письма по адресу: 117997, ГСП-7,
Москва В-485, Профсоюзная ул., 90, комната 430, факсы: 334-76-50,420-22-20.
Поздно поданная заявка будет оформляться только с соответствующего
месяца.
В конце этого номера журнала публикуются бланки заявок с указанием
цены подписки, доставляемой по Вашему адресу.
Издательство “Наука”

Российская академия наук» Издательство “Наука”
Заявка индивидуального подписчика
на специальную подписку на журналы Издательства “НАУКА”
с доставкой по почте через Агентство подписки и розницы (АПР)
в I полугодии 2002 года
Ф.И.О. (полностью)
Место работы и должность:
Полный почтовый адрес:
телефон: e-mail
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее)
Индекс
Наименование журнала
На 2002 год по месяцам
(отметьте крестиком)
Кол-во
комп¬
лектов
Итого
сумма в
рублях
январь
февраль
март
апрель
со
2Е
ИЮНЬ
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
М. П.
Заполните заявку (копию заявки) и отправьте письмом в Издательство “Наука”
по адресу: 117997 ГСП-7, Москва, В-485, Профсоюзная ул., 90, или по факсу (095) 420-22-20,
334-76-50. Информацию о ценах можно узнать в Заявках на специальную адресную подписку,
разосланную в организации, или по телефону для справок: (095) 334-74-50 и 974-11-11.
ВНИМАНИЕ: Оплата заказа производится через отделение банка или почтовым переводом только
после получения подписчиком счета с банковскими реквизитами от ЗАО “Агентство Подписки и Роз¬
ницы” (АПР) - официального распространителя изданий Издательства “Наука”.
Издательство “Наука” не гарантирует исполнение заказов, если оплата получена после
15 числа предподписного месяца. Отправка заказанных и оплаченных периодических изданий
производится Агентством подписки и розницы в течение 10 дней со дня выхода издания из печати
заказными отправлениями на адрес, указанный в настоящей заявке. Претензии по доставке
периодических изданий направляйте в АПР по адресу: 103009 Москва, Страстной бульвар, дом 4,
офис 94; тел. (095) 974-11-11, факс (095) 209-36-66, e-mail nauka@apr.ru nauka@apr.msk.su
WWW: HTTP:\\www.apr.ru

Российская академия наук» Издательство “Наука”
Заявка, подписанная руководителем и заверенная печатью организации, направляется письмом в Издательство
“Наука" по адресу: 117997, ГСП-7, Москва, В-485, Профсоюзная ул., 90. Для ускорения обработки Вашего заказа
высылайте копию заявки по факсу (095) 420-22-20 либо по электрон, почте nauka@apr.ru WWW: HTTP:\\www.apr.ru
Заявка на специальную подписку
на журналы Издательства “НАУКА”
с доставкой по почте через Агентство подписки и розницы (АПР)
в I полугодии 2002 года
Наименование организации (сокращенно и полностью)
Физика. Математика.
Астрономия. Геология.
Технические науки.
Географические науки.
Журналы РАН общего
содержания.
Местонахождение: почтовый индекс Область (край, респ.)
город ул. дом корп.
код+тел. факс e-mail
Полный почтовый адрес организации для писем и бандеролей (если он отличается от адреса местонахождения)
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее)
Просим оформить специальную адресную подписку на отмеченные ниже журналы:
Индекс
Наименование журнала
Кол-во номеров
в полугодие
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
I полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
месяца
(в руб.)
итого
сумма в
рублях
(10x11)
январь
февраль
март
апрель
май
ИЮНЬ
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70001
Автоматика и телемеханика
6
305
70010
Акустический журнал
3
320
70237
Алгебра и анализ
3
420
70030
Астрономический вестник
3
330
70024
Астрономический журнал
6
380
70053
Биофизика
3
400
70134
Водные ресурсы
3
380
70162
Вулканология и сейсмология
3
260
70217
Геология рудных месторождений
3
280
70218
Геомагнетизм и аэрономия
3
315
70215
Г еоморфология
2
260
70228
Г еотектоника
3
280
70393
Геоэкология. Инженерная геология, гид¬
рогеология, геокриология
3
280
70253
Дефектоскопия
6
240
70239
Дискретная математика
2
305
70244
Доклады РАН
18
672
70287
Журнал вычислительной математики и
математической физики
6
280
70290
Журнал научной и прикладной фотографии
3
210
70298
Журнал технической физики
6
315
см. продолжение

Индекс
Наименование журнала
Кол-во номеров
в полугодие
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
I полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
месяца
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
(10x11)
январь
февраль
март
апрель
май
ИЮНЬ
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70303
Журнал экспериментальной
и теоретической физики
6
460
70324
Записки Всероссийского минералогичес¬
кого общества
3
290
70335
Защита металлов
3
265
70406
Известия РАН. Механика жидкости и газа
3
315
70408
Известия РАН. Механика твердого тела
3
315
70351
Известия РАН. Серия географическая
3
315
70355
Известия РАН. Серия математическая
3
450
70356
Известия РАН. Серия физическая
6
315
70405
Известия РАН. Теория и системы управления
3
360
70360
Известия РАН. Физика атмосферы
и океана
3
380
70407
Известия РАН. Энергетика
3
280
70363
Известия русского географического общества
3
240
70420
Исследования Земли из космоса
3
305
70459
Космические исследования
3
280
70447
Кристаллография
3
435
70493
Литология и полезные ископаемые
3
280
70560
Математические заметки
6
235
70512
Математический сборник
6
280
70502
Математическое моделирование
6
260
70571
Микроэлектроника
3
235
70670
Оптика и спектроскопия
6
|
380
70642
Петрология
3
265
70769
Письма в “Астрономический журнал”
6
240
70768
Письма в “Журнал технической физики”
12
340
70304
Письма в “Журнал экспериментальной и
теоретической физики”
6
290
70748
Поверхность. Рентгеновские, синхро-
тронные и нейтронные исследования
6
280
70706
Прикладная математика и механика
3
280
70556
Проблемы машиностроения и надежнос¬
ти машин
3
240
70741
Проблемы передачи информации
2
240
70776
Радиотехника и электроника
6
|
280
70797
Расплавы
3
260
73390
Стратиграфия. Геологическая корреляция
3
265
70982
Теоретическая и математическая физика
6
290
70965
Теория вероятностей и ее применение
2
475
70967
Теплофизика высоких температур
3
340
71002
Успехи математических наук
3
380
70361
Физика Земли
6
265
71034
Физика и техника полупроводников
6
315
см. продолжение

Российская академия наук» Издательство “Наука”
Заявка, подписанная руководителем и заверенная печатью организации, направляется письмом в Издательство
“Наука” по адресу: 117997, ГСП-7, Москва, В-485, Профсоюзная ул., 90. Для ускорения обработки Вашего заказа
высылайте копию заявки по факсу (095) 420-22-20 либо по электрон, почте nauka@apr.ru WWW: HTTP:\\www.apr.ru
Заявка на специальную подписку
на журналы Издательства “НАУКА”
с доставкой по почте через Агентство подписки и розницы (АПР)
в I полугодии 2002 года
Химические науки.
Биологические науки.
Журналы РАН общего
содержания.
Наименование организации (сокращенно и полностью)
Местонахождение: почтовый индекс Область (край, респ.)
город ул. дом корп.
код+тел. факс e-mail
Полный почтовый адрес организации для писем и бандеролей (если он отличается от адреса местонахождения)
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее)
Просим оформить специальную адресную подписку на отмеченные ниже журналы:
о
к
%
Наименование журнала
о
8.1
1?
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
1 полугодие
Цена одного
месяца
ИТОГО
сумма в
рублях
X
S
?8
1"
январь
февраль
март
апрель
май
июнь
(4+5+6+7+8+Э)
(в руб.)
(10x11)
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70008
Агрохимия
6
240
70112
Биологические мембраны
3
360
27233
Биология внутренних вод
2
|
315
71151
Биология моря
3
315
71150
Биоорганическая химия
3
280
70054
Биохимия
6
280
70056
Ботанический журнал
6
290
70147
Вопросы ихтиологии
3
360
70178
Высокомолекулярные соединения
6
340
70211
Г енетика
6
305
70219
Г еохимия
6
260
70284
Журнал аналитической химии
6
280
70286
Журнал высшей нервной деятельности
им. И. Павлова
3
340
70293
Журнал общей биологии
3
315
70294
Журнал общей химии
6
360
70301
Журнал органической химии
6
340
70296
Журнал прикладной химии
6
340
70299
Журнал физической химии
6
435
70302
Журнал эволюционной биохимии и фи¬
зиологии
3
290
70333
Зоологический журнал
6
|
|
|
260
70350
Известия РАН. Серия биологическая
3
340
70430
Кинетика и катализ
3
400
70438
Коллоидный журнал
3
385
71057
Координационная химия
6
|
|
1
280
см. продолжение

Индекс
Наименование журнала
Кол-во номеров
в полугодие
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
I полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
месяца
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
(10x11)
январь
февраль
март
апрель
май
июнь
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70495
Лесоведение
3
260
70561
Микология и фитопатология
3
260
70540
Микробиология
3
380
70562
Молекулярная биология
3
400
88744
Нейрохимия
2
400
70359
Неорганические материалы
6
I
|
305
70617
Нефтехимия
3
265
70669
Океанология
3
380
70676
Онтогенез
3
260
70690
Палеонтологический журнал
3
340
70743
Паразитология
3
240
70701
Почвоведение
6
I
|
|
280
70740
Прикладная биохимия и микробиология
3
330
70773
Радиационная биология. Радиоэкология
3
265
70777
Радиохимия
3
355
70786
Растительные ресурсы
2
330
71024
Российский физиологический журнал
им. И. Сеченова
6
290
70810
Сенсорные системы
2
260
70981
Теоретические основы
химической технологии
3
290
71003
Успехи современной биологии
3
240
71007
Успехи физиологических наук
2
I
280
71025
Физиология растений
3
410
71152
Физиология человека
3
400
71068
Химическая физика
6
I
|
|
260
71051
Химия высоких энергий
3
260
71052
Химия твердого топлива
3
280
71063
Цитология
6
265
71113
Электрохимия
6
305
71110
Энтомологическое обозрение
2
450
ВСЕГО заказано журналов на сумму:
(прописью)
НДС не облагается. (В случае введения НДС на научную периодику Издательство будет вынуждено провести
соответствующую корректировку на подписную цену.) Оплату гарантируем на расчетный счет ЗАО “Агентство
подписки и розницы” в течение 5 банковских дней после получения счета.
ДИРЕКТОР ОРГАНИЗАЦИИ
ГЛАВНЫЙ БУХГАЛТЕР М* П-
ВНИМАНИЕ: Оплата заказа производится только после получения счета от ЗАО "АПР". Издательство “Наука” не
гарантирует исполнение подписных заказов, если оплата получена после 15 числа предподписного месяца.
Отправка заказанных и оплаченных периодических изданий производится Агентством подписки и розницы в течение
10 дней со дня выхода издания из печати заказными отправлениями на адрес, указанный Организацией в настоящей
заявке. Претензии по доставке периодических изданий направлять в АПР по адресу: 103009 Москва, Страстной бульвар,
дом 4, офис 94;
тел. (095) 974-11-11, факс (095) 209-36-66, e-mail nauka@apr.ru nauka@apr.msk.su WWW: HTTP:\\www.apr.ru

Индекс 70215
«НАУКА»
ISSN 0435-4281 Геоморфология, 2001, JNb 3