Г  еоморфологическое
районирование  СССР
 и  прилегающих  морей
 ДОПУЩЕНО  МИНИСТЕРСТВОМ
ВЫСШЕГО  И  СРЕДНЕГО  СПЕЦИАЛЬНОГО
ОБРАЗОВАНИЯ  СССР
В  КАЧЕСТВЕ  УЧЕБНОГО  ПОСОБИЯ
ДЛЯ  СТУДЕНТОВ
ГЕОГРАФИЧЕСКИХ  СПЕЦИАЛЬНОСТЕЙ
 ВУЗОВ
 МОСКВА  «ВЫСШАЯ  ШКОЛА»  1980

ББК  26.823
Г  35
 С.  С.  Воскресенский,  О.  К.  Леонтьев,
 А. 	И.  Спиридонов,  С.  А.  Лукьянова,  Н.  С.  Уль¬
янова,  Г.  С.  Ананьев,  Т.  С.  Андреева,  С.  И.  Ва-
рущенко,  И.  И.  Спасская.
 Рецензенты:
кафедра  геоморфологии  Иркутского  университета
(зав.  кафедрой  проф.  Золотарев  Л.  Г.);
проф.  Лымй$^'*В.*И.
 (Калининпрадский  университет)
 Геоморфологическое  районирование  СССР
Г  35  и  прилегающих  морей:  Учеб.  пособие  для
студентов  географ,  специальностей  вузов  /
'С.  'С.  Воскресенский,  О.  К.  Леонтьев,
 А. 	И.  Спиридонов  и  др.—  М.:  Высш.  школа,
 Пособие  написано  группой  ученых  кафедры  геоморфологии
МГУ,  ведущими  геоморфологами  Советского  Союза.  Это  пер¬
вое  фундаментальное  пособие,  в  котором  на  современном  на¬
учном  уровне  рассмотрены  закономерности  сочетаний  и  рас¬
пределения  на  территории  Советского  Союза  различных  кате¬
горий  рельефа,  причем  не  только  в  пределах  суши,  но  и  при¬
лежащих  морей,  достигнут  определенный  успех  в  разработке
теоретических  основ  районирования,  в  дальнейшем  сове,ршен-
ствовании  их  применительно  к  совмещенному  геоморфологиче¬
скому  районированию  суши  и  морей  на  примере  территории
СССР.
 Кроме  геоморфологов  может  быть  полезно  геологам
и  почвоведам.
 1980.—  343  с.
 В  пер.:  1  р.  20  к.
 1905030000
 ББК.  26.823
551.0
 ©  ИЗДАТЕЛЬСТВО  «ВЫСШАЯ  ШКОЛА»,  1980

ВВЕДЕНИЕ
 «Г  еоморфологическое  районирование  СССР»  —  коллективный
труд,  созданный  географами-геоморфологами  Московского  госу¬
дарственного  университета  на  основе  многолетнего  опыта  препо¬
давания  региональной  геоморфологии  и  изучения  литературных
и  картографических  источников.  В  книге  широко  использованы
данные  региональных  исследований,  проводимых  экспедициями
кафедры  геоморфологии  МГУ  в  самых  различных  районах  нашей
страны.  Предлагаемое  учебное  пособие  является  логическим  за¬
вершением  работы  авторского  коллектива  над  сложной  многолет¬
ней  темой  «Геоморфологическое  районирование  СССР  и  приле¬
гающих  морей».
 Геоморфологическое  районирование,  как  и  другие  виды  физи¬
ко-географического  районирования,—  необходимый  этап  обобще¬
ния  региональных  исследований,  на  котором  обильный,  сложный,
разнообразный  и  нередко  разноречивый  материал  организуется
в  определенную  систему,  позволяющую  наиболее  логично  и  полно
представить  географические  закономерности  строения,  развития
и  пространственного  размещения  изучаемого  компонента  приро¬
ды,  в  данном  случае  —  рельефа  поверхности  нашей  страны.  Важ¬
ность,  ценность  обобщения  несомненна.  Географическое  райони¬
рование  вообще  и  геоморфологическое  в  частности  совершенно
необходимо  для  решения  ряда  практических  задач  и,  в  первую
очередь,  для  целей  рационального  использования  природных  ре¬
сурсов,  прежде  всего  —  полезных  ископаемых,  при  поисках
и  прогнозировании  месторождений  которых  геоморфология  наря¬
ду  с  геологическими  науками  имеет  важнейшее  значение.  Гео¬
морфологическое  районирование  необходимо  также  и  для  инже¬
нерно-строительных  целей,  для  решения  общих  задач  рациональ¬
ной  организации  территории.
 Резко  усилившийся  за  последние  десятилетия  интерес  к  гео-
лого-геоморфологическому  изучению  дна  морей  и  океанов  как
возможной  перспективной  кладовой  природных  ресурсов  обязы¬
вает  при  геоморфологическом  районировании  .  не  забывать
и  о  районировании  прилегающих  морей.  Изучение  и  обобщение
пространственных  закономерностей  строения  рельефа  морского
дна  дает  возможность  создать  сетку  геоморфологического  рай¬
онирования,  позволяет,  с  одной  стороны,  выявить  интересные  свя¬
зи  между  морфоструктурами  суши  и  морского  дна,  а  с  другой  —
упорядочить  имеющиеся  данные  о  строении  и  развитии  донного
рельефа.  Районирование  морского  дна,  в  особенности  шельфовых
пространств,  в  последнее  время  приобретает  и  большой  практи-
 з

ческий  интерес  в  связи  с  возрастающим  вниманием  к  использова¬
нию  минеральных  ресурсов  шельфа,  и  в  первую  очередь  нефти,
газа  и  россыпных  полезных  ископаемых.
 Одна  из  важнейших  задач  современной  физической  географии
и  геоморфологии  —  составление  прогнозов  развития  и  использо¬
вания  территории,  разработка  рекомендаций  по  поискам  полез¬
ных  ископаемых,  по  вопросам  освоения  земной  поверхности,  свя¬
занным  с  жилым  и  промышленным  строительством,  с  прокладкой
различных  коммуникаций  (дороги,  трубопроводы,  линии  электро¬
передач,  судовые  ходы),  с  сооружением  различных  гидротехниче¬
ских  объектов.  Прогнозы  и  рекомендации  по  подобным  вопросам
должны  быть  конкретными  и  в  то  же  время  включать  в  себя
и  элемент  типизации,  обобщения.  Важнейшее  значение  при  раз¬
работке  прогнозных  схем  имеет  метод  сравнительных  географи¬
ческих  аналогий,  очень  широко  применяющийся  во  всех  геогра¬
фических  науках,  в  том  числе  и  в  геоморфологии.  Применение
этого  метода,  создание  типизированных  прогнозных  схем  неиз¬
бежно  требует  четких  знаний  общности  и  различий  между
отдельными  территориальными  комплексами.  Г  еоморфологиче-
ское  районирование,  по  существу,  воплощение  этих  знаний.  Та
или  иная  схема  районирования  может  рассматриваться  как  пока¬
затель  полноты  наших  представлений  о  геоморфологических
свойствах  районируемой  территории,  оценки  геоморфологиче¬
ской  изученности  территории,  надежности  предлагаемых  реко¬
мендаций.
 Работа  над  пособием  осуществлялась  под  научным  руковод¬
ством  профессоров  С.  С.  Воскресенского,  О.  К.  Леонтьева
и  А.  С.  Спиридонова.  Вклад  каждого  из  авторов  в  пособие  ука¬
зан  в  оглавлении  книги.
 Авторы  будут  искренне  благодарны  всем  читателям  за.крити¬
ческие  замечания,  которые  необходимо  направлять  по  адресу:
Москва,  В-234,  Ленинские  горы,  МГУ,  географический  факультет,
кафедра  геоморфологии.

Часть  первая
 История  и  основные  принципы
геоморфологического  районирования
 ГЛАВА  1.  К  ИСТОРИИ  ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОГО
РАЙОНИРОВАНИЯ  ТЕРРИТОРИИ  СССР
 Попытки  геоморфологического  районирования  отдельных  круп¬
ных  частей  нашей  страны,  главным  образом  ее  Европейской  тер¬
ритории,  в  меньшей  степени  Азиатской,  делались  С.  Н.  Никити¬
ным  (1886),  JL  С.  Бергом  (1913),  В.  П.  Семеновым-Тян-Шанским
(1915),  В.  П.  Ласкаревым  (1916),  Д.  Н.  Соболевым  (1924),
Б.  Ф.  Добрыниным  (1935),  И.  П.  Герасимовым  (1939),  Н.  Н.  Со¬
коловым  (1948).  Первый  опыт  геоморфологическото  -райониро¬
вания  всей  территории  СССР  принадлежит  коллективу  сотруд¬
ников  Института  географии  АН  СССР  под  руководством
К.  К.  Маркова.  Работа  была  закончена  в  1939  г.  и  опубликована
в  1947  г.  в  серии  трудов  комиссии  СОПС  по  естественноисториче¬
скому  районированию  СССР.  Карта  (с  объяснительным  текстом)
была  издана  в  масштабе  1:10  000  000.  В  составлении  карты  кроме
сотрудников  Института  географии  АН  СССР  принимали  участие
и  другие  геоморфологи.  По  существу,  в  ней  суммирован  матери¬
ал  по  геоморфологии  СОСР,  накопившийся  за  все  годы  до  Вели¬
кой  Отечественной  войны.
 В  основу  карты  геоморфологических  районов  были  положены
два  взаимно  до-полняющих  принципа: 	морфолого-генетический
 и,  территориальный.
 По  морфоло'го-'генети'ческом'у  принципу  авторами  были  выде¬
лены  типы  рельефа1.  Каждый  тип  характеризуется  свойственны¬
ми  ему  генетическими  особенностями,  резко  отличными  чертами
поверхности  и  рыхлых  отложений.  Выделено  было  четыре  типа
рельефа:  1)  горный  (построенный),  2)  структурный  (пластовый),
3)  скульптурный,  4)  аккумулятивный.  Внутри  каждого  типа
выделены  подтипы  рельефа  (примерно  соответствующие  типам
рельефа  в  современных  работах).
 Нанесение  типов  рельефа  на  карту  позволяло  сопоставлять
и  сравнивать  геоморфологически  сходные,  но  пространственно
разобщенные  объекты.  Во  избежание  чрезмерного  подчеркивания
сходства  удаленных  друг  от  друга  объектов  был  применен  также
второй  принцип  разделения  —  территориальный.  Разделение  на
основе  территориального  принципа  давало  возможность  показать,
 1 	Понятие  «тип  рельефа»  авторами  характеризуемой  работы  трактуется
значительно  шире,  чем  это  принято  в  настоящее  время.
 5

что  формы  рельефа,  отнесенные  к  одному  типу,  но  территориаль¬
но  удаленные,  имеют  существенные  черты  различия,  а  формы
рельефа,  отнесенные  к  разным  типам,  но  территориально  сбли¬
женные,  развивались  нередко  взаимосвязанно  и  взаимообуслов-
ленно.
 По  территориальному  принципу  были  выделены  крупнейшие
регионы,  названные  провинциями.  Регионы  аналогичного  таксо¬
номического  ранга  в  других  выпусках  серии  естественноисториче¬
ского  районирования  СССР  именуются  странами.  Каждая  про¬
винция  отвечала  в  основных  чертах  геоструктурным  единицам
и  характеризовалась  общими  (в  пределах  провинции)  особенно¬
стями  рельефа.
 Всего  было  выделено  15  провинций.  Провинции  разделены  на
области,  подобласти  и  районы.  При  выделении  областей  главное
внимание  уделялось  не  только  сходному  генезису  (геоструктура),
но  и  сходным  чертам  рельефа.  Подобласти  выделялись  в  том
случае,  если  обнаруживались  различия  рельефа,  не  подходящие
под  общую  характеристику  рельефа  области.  Районы  —  геомор¬
фологически  наиболее  однородные  территориальные  единицы
рельефа  —  выделялись  не  во  всех  областях,  а  лишь  в  более
изученных  или  же  в  областях  со  сравнительно  простыми  чертами
поверхности.
 Большим  достоинством  рассматриваемого  геоморфологиче¬
ского  районирования  СССР  является  то,  что  оно  осуществлено  на
основе  единых  принципов  и  базируется  на  обзорной  типологиче¬
ской  геоморфологической  карте  СССР.  Руководящие  принципы
этого  районирования  сохраняют  свое  значение  и  теперь.
 В  1956  г.  была  издана  геоморфологическая  ка-рта  СССР  масш¬
таба  1:4  000  000  о  картой-врезкой  геоморфологического  райониро¬
вания  СССР,  прилегающих  частей  Евразии  и  акваторий  океанов
и  морей  масштаба  1:34  000  000.  На  карте  дано  раздельное  райони¬
рование  суши  и  дна  океанов  и  морей.
 В  пределах  суши,  включающей  территорию  СССР  и  других
стран,  выделены  18  геоморфологических  стран,  которые  разделе¬
ны  на  области.  Деление  территории  СССР  на  геоморфологиче¬
ские  страны  и  области  в  основном  соответствует  провинциально¬
му  и  областному  делению  1947  г.  Существенное  отличие  новой
карты  заключалось  в  том,  что  она  охватывала  большие  площади
акваторий  прилегающих  морей  и  океанов.  На  ней  выделены:  дно
океанов  (Атлантического,  Тихого,  Северного  Ледовитого),  среди¬
земноморских  и  внутриконтинентальных  прогибов  (морей,  озер),
границы  подводной  окраины  материков,  переходной  зоны,  ложа
океана  и  глубоководных  впадин;  нанесены  границы  окраинных
морей.
 Д.  Г.  Панов  (1958)  разделил  территорию  СССР  па  крупные
геоморфологические  регионы  (провинции).  Всего  им  было  выде¬
лено  39  провинций  (включая  впадины  внутренних  и  окраинных
морей),  объединенных  в  пять  групп:  1)  глыбовой  п  2)  платфор¬
менной  морфоструктуры,  3)  возрожденных  горных  стран  на  бай¬
 6

кальском  и  палеозойском  складчатом  фундаменте,  4)  возрожден¬
ных  горных  стран  на  мезозойском  складчатом  фундаменте
и  5)  альпийских  геосинклинальных  структур.
 Деление  территории  СССР  на  крупные  геоморфологические
регионы,  отражающие  роль  неотектоники  в  развитии  рельефа,
предложил  Н.  И.  Николаев  (1956,  1962).  Сходная  карта-схема
районирования  приведена  также  в  сводке  «Рельеф  Земли»  (1967).
 Существенный  вклад  в  общее  геоморфологическое  райониро¬
вание  СССР  внесла  работа  С.  С.  Воскресенского  (1968),  кото¬
рый  при  выделении  крупных  региональных  категорий  —  геомор¬
фологических  провинций  —  исходил  из  особенностей  морфострук-
тур,  созданных  новейшими  движениями.  Всего  им  выделено  12
провинций.  В  книге  приводится  и  более  дробное  геоморфологиче¬
ское  районирование  каждой  провинции,  однако  сделано  оно  не
вполне  последовательно.  Так,  провинция  Русской  равнины  разде¬
лена  на  8  областей,  в  областях  выделены  подобласти.  Провинция
горных  сооружений  альпийской  геосинклинальной  зоны  разделе¬
на  на  семь  подпровинций.  В  подпровинции  Карпат  выделяются
области,  а  в  подпровинции  Большого  Кавказа  они  не  выделяют¬
ся.  Урал  разделен  на  отдельные  части  (Северный,  Средний,  Юж¬
ный  и  др.)  без  указания  их  ранга,  в  провинции  Западно-Сибир¬
ской  низменности  выделены  области  и  районы  и  т.  д.
 Последний  опыт  геоморфологического  районирования  терри¬
тории  СССР  принадлежит  В.  Г.  Лебедеву  (1972).  Кроме  ранее
предложенных  А.  И.  Спиридоновым  (1952)  таксономических  еди¬
ниц  районирования  (страна,  провинция,  область,  район)  В.  Г.  Ле¬
бедев  счел  целесообразным  ввести  дополнительную  единицу  са¬
мого  высокого  ранга  —  геоморфологическую  зону.  Геоморфологи*
ческая  зона  в  его  понимании  —  это  «часть  материка  или  океани¬
ческой  впадины,  представляющая  наиболее  крупную  кайнозой¬
скую  тектоническую  структуру  земной  коры  и  обладающая  сво¬
им  типичным  рельефом,  внешность  которого  отражает  ее  текто¬
ническую  сущность  —  историю  геотектонического  развития,  струк¬
турные  особенности  и  новейшие  тектонические  движения  (их
знак,  интенсивность  и  степень  дифференцированное™)».
 На  территории  СССР  и  акваториях  прилегающих  и  внутрен¬
них  морей  В.  Г.  Лебедевым  выделено  пять  зон:  1)  зона  континен¬
тальных  и  шельфовых  равнин,  низких  гор,  низких  плато  и  плос¬
когорий  альпийской  платформы  северной  части  Евразии;  2)  Тянь-
шанско-Байкальская  зона  возрожденных  гор  и  межгорных  котло¬
вин;  3)  Амурско-Чукотская  зона  возрожденных  гор  и  межгорных
котловин;  4)  Карпатско-Памирская  зона  горных  сооружений
и  межгорных  котловин  и  реликтовых  глубоководных  впадин;
5)  Тихоокеанская  зона  горных  сооружений  ocTpoiBiHoro  типа  и  глу¬
боких  впадин  окраинных  морей.
 Таким  образом,  в  геоморфологическое  районирование  органи¬
чески  стала  вовлекаться  не  только  суша,  но  и  прилегающее  мор¬
ское  дно.  И  если  на  геоморфологической  карте  СССР  1960  г.  моря
и  океаны  разделены  на  районы  совершенно  независимо  от  суши,
 7

то  у  В.  Г.  Лебедева  береговая  линия  выступает  как  естественная
граница  регионов  разного  ранга  (в  зависимости  от  конкретной
геоморфологической  обстановки).  В  схеме  В.  Г.  Лебедева  под¬
черкивается  единство  земной  поверхности  как  герморфологиче-
ского  объекта,  хотя  и  не  всегда  удачно.  Так,  северная  эпиплат-
форменная  часть  Каспийского  моря  В.  Г.  Лебедевым  отнесена
к  особой  стране  —  северной  части  Каспийского  моря,  тогда  как
правильнее  было  бы  рассматривать  ее  как  часть  Русской  равни¬
ны  (часть  Каспийской  подпровинции,  в  которую  наряду  с  Север¬
ным  Каспием  должна  входить  и  Каспийская  низменность).  Нель¬
зя  признать  удачным  также  выделение  эпиплатформенной  впа¬
дины  Балтийского  моря  в  ранге  страны,  т.  е.  наравне  с  Русской
равниной.
 В  целом  разработки  В.  Г.  Лебедева  следует  рассматривать
как  значительный  шаг  вшербд  в  общей  проблеме  геоморфологиче¬
ского  районирования.
 На  составленной  В.  Г.  Лебедевым  карте  выделены  только
зоны  и  страны,  но  в  статье  он  приводит  некоторые  дополнитель¬
ные,  уточняющие  признаки  выделения  регионов  более  мелкого
ранга  —  провинций,  областей,  районов.  В  значительной  части
рекомендации  В.  Г.  Лебедева  были  учтены  авторами  этого  посо¬
бия.
 Весьма  существенный  вклад  в  геоморфологическое  райониро¬
вание  СССР  сделан  Институтом  географии  АН  СССР,  издавшим
серию  монографий  под  общим  названием  «Геоморфология  СССР»,
Эти  монографии  послужили  одним  из  основных  источников  для
геоморфологического  районирования  СССР,  предлагаемого
в  данном  учебном  пособии.
 К  проблеме  геоморфологического  районирования  неоднократ¬
но  обращался  в  своих  трудах  крупнейший  геоморфолог  нашей
страны  И.  С.  Щукин  (Щукин,  1960,  и  др.).  В  1975  г.  в  специаль¬
ном  номере  «Вестника  Московского  университета»,  посвященном
90-летию  И.  С.  Щукина,  была  опубликована  статья  О.  К.  Леон¬
тьева,  С.  С.  Воскресенского,  А.  И.  Спиридонова,  Г.  С.  Ананьева,
в  которой  излагался  доклад  авторов  о  принципах  геоморфологи¬
ческого  районирования  на  Ломоносовских  чтениях  1973  г.  Основ¬
ные  положения  доклада  получили  дальнейшее  развитие  и  детали¬
зацию  в  настоящем  учебном  пособии.
 ГЛАВА  2.  ОСНОВНЫЕ  ПРИНЦИПЫ
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОГО  РАЙОНИРОВАНИЯ
ТЕРРИТОРИИ  СССР  И  ПРИЛЕГАЮЩИХ  МОРЕЙ
 Под  геоморфологическим  районированием  понимается  разделение
территории  на  геоморфологические  территориальные  катего¬
рии—  регионы  разного  таксономического  ранга.  Каждый  регион
характеризуется  своими  индивидуальными  геоморфологическими

признаками,  по  которым  он  отличается  от  смежных  регионов  того
же  ранга.  Это  основное  отличие  геоморфологического  районирова¬
ния  от  типологического  геоморфологического  картографирования,
при  котором  выделяются  классификационные  (систематические)
категории  рельефа  (а  не  целостных  территорий)  по  их  сущест¬
венным  -  геоморфологическим  характеристикам.  Если  типологиче¬
ские  геоморфологические  категории  относятся  друг  к  другу  как
видовое  понятие  к  родовому  (как  частное  к  общему),  то  индиви¬
дуальные  геоморфологические  регионы  разного  ранга  относятся
друг  к  другу  как  часть  к  целому.
 Приступая  к  районированию  территории  СССР  и  прилегаю¬
щих  акваторий  Северного  Ледовитого  и  Тихого  океанов  и  их  мо¬
рей,  а  также  морей  Атлантического  океана  —  Черного  и  Балтий¬
ского,  необходимо  прежде  всего  четко  сформулировать  принципы
районирования,  на  основе  которых  будут  выделены  регионы  оп¬
ределенного  таксономического  ранга  и  один  репиан  будет  отграни¬
чен  от  другого.
 Г  еоморфологическое  районирование  —  многоступенчатая  сис¬
тема,  состоящая  из  таксонов  различного  ранга  (от  наиболее
крупных  до  наиболее  дробных),  в  которой  крупные  таксоны  оп¬
ределены  на  основе  учета  наиболее  общих  признаков,  а  более
мелкие  —  на  основе  учета  более  частных  признаков.  Ниже  рас¬
смотрены  основные  принципы  геоморфологического  районирова¬
ния.
 1. 	Принцип  объективности.  Речь  идет  о  том,  стоят  ли  за  пред¬
лагаемой  сеткой  районов,  областей,  провинций,  стран  и  зон
реальные  различия,  обусловливающие  действительное  разделение
территории  независимо  от  намерений  исследователя,  или  иссле¬
дователь  разграничивает  данную  территорию  субъективно,  в  соот¬
ветствии  со  своими  субъективными  взглядами  и  требованиями.
Естественно,  объективность  районирования  может  быть  обеспече¬
на  при  достаточно  полном  понимании  существа  объекта,  понима¬
нии  исследователем  хода  развития  и  причинных  связей.  Если
исследователю  на  данном  этапе  изучения  известны  лишь  общие
и  внешние  особенности  объекта,  то  он  может  провести  райониро¬
вание  только  формально.
 Из  принципа  объективности  вытекает  необходимость  изучения
закономерностей  развития  рельефа.  И  хотя  в  каждый  данный
момент  мы,  очевидно,  не  можем  утверждать,  что  изучаемый
объект  познан  в  совершенстве  и  что  проводимое  районирование
может  уточняться  и  даже  меняться  по  мере  углубления  наших
знаний,  на  каждом  этапе  изучения  данного  объекта  предлагаемое
районирование  до  определенной  степени  остается  объектив¬
ным.
 Принцип  объективности  позволяет,  например,  утверждать,  что
данная  геоморфологическая  провинция  делится  именно  на  три
области,  а  не  на  четыре  и  не  на  две,  исходя  из  тех  признаков,
которые  наиболее  существенны  для  данной  ступени  таксономиче¬
ской  соподчиненности.
 9

2. 	Принцип  полной  делимости.  Зачастую  ограниченность  пло¬
щади  приводит  к  неверным  представлениям  о  порядке  таксономи¬
ческих  единиц  и  формальному  разделению  территории  на  участ¬
ки,  обладающие  сходной  морфологией.  Важнейшим  принципом
районирования  должен  быть  принцип  полной  делимости  террито¬
рии  от  наиболее  высоких  до  наиболее  низких  таксономических
рангов,  т.  е.  не  должно  оставаться  территорий,  не  отнесенных
к  определенному  рангу.
 При  разделении  некоторой  конкретной  территории,  в  данном
случае  территории  СССР,  должно  быть  установлено,  какое  место
используемые  таксономические  подразделения  занимают  в  пред¬
лагаемой  схеме  таксономического  соподчинения.  Необходимо
выявить,  частью  каких  регионов  более  высокого  ранга  является
районируемая  территория.
 Данный  принцип  требует  также,  чтобы  каждый  регион  без
остатка  делился  на  регионы  следующего  таксономического  'поряд¬
ка.  Недопустимо,  чтобы,  например,  геоморфологическая  провин¬
ция  состояла  из  трех  областей,  а  также  еще  и  двух  районов,  не
входящих  в  состав  упомянутых  трех  областей.
 3. 	Принцип  генетической  и  возрастной  (исторической)  обус¬
ловленности.  Как  известно,  отличия  в  рельефе  одной  территории
от  другой  обусловливаются  различиями  в  системе  сочетаний  фак¬
торов,  определяющих  развитие  рельефа.  Поэтому  важ'но  опреде¬
лить  границы  воздействия  того  или  иного  фактора  при  проведе¬
нии  границ  между  соседними  регионами.  Особенно  большое  зна¬
чение  имеют  следующие  шесть  факторов:  1)  тип  земной  коры;
2)  тип  неоген-четвертичных  тектонических  движений;  3)  интен¬
сивность  неоген-четвертичных  тектонических  движений;  4)  тип
субстрата,  на  котором  формируется  рельеф;  5)  тип  денудации
или  аккумуляции;  6)  интенсивность  денудации  или  аккумуляции.
 Приходится  учитывать  воздействие  перечисленных  факторов
не  только  в  настоящее  время,  но  и  в  прошлом.  Так,  характер
неотектонических  движений  мог  меняться  в  ходе  истории:  опус¬
кания  могли  сменяться  поднятиями,  изгибовые  деформации  —
разрывными.  Несомненно,  могла  изменяться  и  интенсивность
движений.
 Тип  субстрата  кажется  фактором  неизменным.  Но  это  в  ка¬
кой-то  мере  так  лишь  при  малой  длительности  денудации.  За
достаточно  длительные  промежутки  времени  поверхностные  оса¬
дочные  породы  могут  быть  удалены  денудацией,  и  на  формирова¬
ние  рельефа  будут  оказывать  решающее  влияние  горные  породы
с  иными  свойствами,  например  очень  стойкие  метаморфические
породы,  глубинные  магматические  тела.
 Принцип  генетической  обусловленности  требует  также  и  уче¬
та  изменений  в  сочетании  факторов,  определяющих  развитие
рельефа  во  времени  и  в  пространстве.  В  деталях  внешний  облик
рельефа  (и  коррелятные  ему  отложения)  обычно  запечатлевает
последний;  или  последние  этапы  его  развития,  по  в  геоморфологи¬
ческом  строении  любой  территории  сохраняются  элементы  далеко-
 10

го  прошлого,  черты  рельефа  более  древних  эпох.  Чтобы  правиль¬
но  применить  принцип  генетической  обусловленности,  необходи¬
ма  реконструкция  истории  развития  рельефа  районируемой  тер¬
ритории.
 4. 	Принцип  скользящего  сочетания  всей  системы  факторов
рельефообразования.  При  проведении  границ  одного  ранга  необ¬
ходимо  учитывать  одну  группу  перечисленных  выше  факторов,
при  переходе  на  более  узкие  ранги  районирования  —  другую.  Ис¬
тория  и  основные  черты  рельефа  материка  определяются,  глав¬
ным  образом,  геотектоническими  процессами,  *т.  е.  строением  зем¬
ной  коры  и  активностью  тектонических  движений,  и  в  меньшей
степени  экзогенными  процессами.  В  то  же  время,  например,  исто¬
рия  и  облик  рельефа  различных  частей  такой  геоморфологиче¬
ской  страны,  как  Русская  раенина,  с  довольно  однородным  фун¬
даментом,  и  малыми  различиями  в  интенсивности  неоген-четвер¬
тичных  тектонических  движений  определяется  в  большей  степени
ходом  экзогенных  процессов  рельефообразования.  Последние  за¬
висят  от  комплекса  физико-географических  условий.  Рельеф,
входя  как  часть  в  состав  природного  территориального  комплек¬
са,  развивается,  меняет  свой  облик  вместе  с  развитием  целого,
всего  комплекса.
 Общую  картину  соотношения  роли  отдельных  факторов  на
разных  ступенях  геоморфологического  районирования  иллюст¬
рирует  рис.  1.  На  предлагаемой  схеме  видно,  например,  что  по
 М  атери  к
 Зона
 Страна
 11  ронишшн
 Область
 Район
 tei
 1  ,,,
!<>г,
 (>Рм  ]
 lhi,
 f  V
 Рис.  1.  Основные  группы  рельефообразующих  факторов,  учитываемые  при  вы¬
делении  геоморфологических  .решстав  разного  таксономического  ранга
 мере  «спуска»  по  ступеням  таксономической  лестницы  отходит  на
второй  план,  а  затем  и  вовсе  исключается  такой  ф'актор,  как  тип
неоген-четвертичных  движений,  и  на  первое  место  выступают  тип
и  интенсивность  денудации  и  аккумуляции.  Роль  субстрата  обна-’
руживается  только  через  особенности  денудации,  а  тип  и  интен¬
сивность  денудации  теснейшим  образом  связаны  с  величиной
поднятий,  дифференциацией  движений  земной  коры  в  неогене
и  четвертичном  периоде.
 5. 	Принцип  изменчивости  сопряжения  регионов,  или  принцип
различного  характера  границ.  Чем  длительнее  развивался  рельеф
в  однородных  условиях,  тем  больше  соответствия  между  его  чер¬
тами  и  характером  рельефообразующих  процессов.  Это  соответ¬
 11

ствие  максимально  внутри  выделяемого  контура  и  уменьшается
к  его  краям.  Исключением  может  быть  четкая  линейная  граница,
возникшая  в  результате  резкого  изменения  характера  рельефа,
например  граница,  обусловленная  тектоническим  разломом.
Вблизи  границ  смежных  геоморфологических  регионов  всегда
существует  территория,  где  количество  признаков,  по  которым
происходит  разделение  на  регионы,  примерно  равно  или  чуть
больше,  или  чуть  меньше,  чем  у  соседнего  региона.  Поэтому
реальная  граница  между  регионами  представляет  собой  не  ли¬
нию,  а  полосу  изменчивой  ширины.  При  большой  ширине  пере¬
ходную  полосу  можно  было  бы  рассматривать  как  самостоятель¬
ный  регион.  Однако  если  принять  такое  решение,  немедленно
возникает  вопрос  о  границах  этой  переходной  полосы.  Они  также
не  резки  и  допускают  выделение  переходных  полос  между  регио¬
нами  и  внутренней  «типичной»  частью  переходной  полосы.  В  свя¬
зи  с  этим  при  геоморфологическом  районировании  необходимо
учитывать,  насколько  резок  переход  от  одного  региона  к  друго¬
му,  и  в  зависимости  от  этого  принимать  решение  о  проведении
границ  между  ними  или  о  выделении  переходного  региона.
 6. 	Принцип  связи  с  современными  географическими  условия¬
ми.  При  геоморфологическом  районировании  могут  быть  два  под¬
хода  к  разделению  экзогенного  рельефа,  сформированного  в  раз¬
личных  средах  —  подводной  и  субаэральной.  Первый  подход  —
разделение  отдельных  участков  поверхности  только  по  структур¬
но-геоморфологическим  (морфоструктурным)  признакам.  В  та¬
ком  случае  то  или  иное  море  может  оказаться  полностью  разде¬
ленным  между  несколькими  геоморфологическими  странами  или
провинциями.  Очень  показательно  в  этом  отношении  Каспийское-
мо'ре,  дно  которого  (является  продолжением  адекватных  структур¬
но-геоморфологических  комплексов  Русской  равнины,  Тур  адской
равнины,  Кавказа  и  Туркмении.  Если  подходить  к  нему  со  струк-
турно-геоморфо'логических  .позиций,  то  впадина  Каспийского  моря,
за  исключением  ее  южной  глубоководной  части,  «исчезнет»  как
единый  геоморфологический  регион.  Не  будет  учтено  коренное  раз¬
личие  в  экзогенном  рельефообразовании  в  субаэральных  и  субак-
вальных  условиях.  На  самом  деле  морская  среда  всегда  создает
специфическую  обстановку  рельефообразования.  В  общий  комп¬
лекс  рельефообразующих  сил  в  субаквальных  условиях  входят
такие  факторы,  как  «волновая  деятельность,  работа  течений,  при¬
ливов  и  др.  Поэтому  при  оценке  рельефа  земной  поверхности  как
совокупного  результата  деятельности  эндогенных  и  экзогенных
процессов  (второй  подход)  береговая  линия  даже  при  кратковре¬
менной  фиксации  будет  играть  роль  геоморфологической  гра¬
ницы.
 Следовательно,  если  при  морфоструктурном  районировании
мы  можем  не  считаться  с  береговой  линией,  то  при  общем  гео¬
морфологическом  районировании  она  должна  достаточно  строго
приниматься  во  внимание  на  определенных  (особенно  последних)
этапах  разделения  территории,  когда  роль  экзогенного  фактора
 12

выступает  на  первый  план.  Второй  подход  нам  представляется
более  удачным.  Исходя  из  сказанного,  рассматриваемый  принцип
районирования  может  быть  сформулирован  и  как  принцип  обяза¬
тельного  разделения  экзогенного  рельефа,  образованного  в  раз¬
ных  средах  (субаквальной  и  субаэральной).  При  таком  подходе
Каспийское  море  выделяется  как  единое  целое.  Иными  словами:
если  поверхность  литосферы  не  залита  водой,  она  разделяется
по  структурно-геоморфологическим  .принципам;  если  'поверхность
литосферы  покрыта  водой,  воедино  объединяются  регионы,  часто
различные  по  морфологии,  строению,  возрасту,  генезису,  только
в  силу  исключительной  специфики  современной  географической
обстановки.
 Важно  соблюсти  примерную  соразмерность  таксономических
подразделений  одного  и  того  же  ранга  (например,  областей  внут¬
ри  провинций)  и  не  только  по  площади,  но  и  по  объему  охваты¬
ваемых  геоморфологических  признаков.  При  постоянстве  принци¬
пов  районирования  в  целом  для  материка  и  океана  признаки  для
проведения  границ  регионов  могут  меняться  при  переходе  от  од¬
ной  ступени  таксономической  лестницы  к  другой,  т.  е.  на  разных
ступенях  таксономической  лестницы  они  могут  'быть  различ¬
ными.
 Один  из  важнейших  'критериев  геоморфологического  райониро¬
вания  —'  морфоструктурная  характеристика.  При  геотектониче¬
ском  районировании  материков  планетарные  структуры  —  мате¬
риковые  глыбы,  материковые  выступы,  которые  можно  считать
структурами  I  порядка,  делятся  на  структуры  II  порядка  —  плат¬
формы  и  орогенические  пояса  различных  возрастов.  Структуры
II  порядка,  в  свою  очередь,  подразделяются  на  структуры  III
и  IV  порядков.  Так,  для  платформ  структурами  III  порядка  явля¬
ются  щиты,  плиты,  авлакогены.  К  структурам  IV  порядка  плит
относятся  антеклизы  и  синеклизы.  В  складчатых  поясах  структу¬
ры  III  порядка  —  складчатые  системы,  межгорные  впадины,  IV
порядка  —  антиклинории  и  синклинории.  Геоморфологическое
районирование  проводится  нами  в  соответствии  с  геотектониче¬
ским  подразделением  территории,  но  при  этом  учитывается  так¬
же  рельефообразующее  значение  и  экзогенных  факторов,  как  это
показано  на  рис.  1.
 Самыми  высокими  таксономическими  единицами  при  геомор¬
фологическом  районировании  следует  считать  материки  и  океаны
(впадины  океанов).  Они  последовательно  делятся  на:  1)  геомор¬
фологические  зоны;  2)  страны;  3)  провинции;  4)  обл'асти;  5)  рай¬
оны.
 Геоморфологическая  зона  соответствует  территориально  и  по
определяющей  роли  различий  строения  земной  коры,  типа,  на¬
правленности  и  интенсивности  новейших  тектонических  движений
геотектоническим  структурам  второго  порядка.
 В  пределах  той  части  Евразиатского  материка,  которая  входит
в  границы  СССР,  на  основании  изложенных  выше  принципов
выделяются  следующие  геоморфологические  зоны:
 13

Рис.  2.  Общая  схема  геоморфологического  районирования  территории  СССР  и  прилегающих  морей:
 ЗОНА  ПЛАТФОРМЕННЫХ  РАВНИН,  ПЛОСКОГОРИЙ  И  ОСТАТОЧНЫХ  ГОР  СЕВЕРНОЙ  ЕВРАЗИИ.  ФС  —  страна  Фенноскандия.  Про¬
винции:  /-Карело-Финская,  II  —  Финско-Ботническая.  РР  —  страна  Русская  равнина.  Провинции:  /  —  Северорусская,  II  —  Южнобаренцево-
морская,  III  —  Среднерусская,  IV  —  Южнорусская.  НУ  —  страна  Новоземельско-Уральская.  Провинции:  I  —  Новоземельско-Пайхойская,  II  —
осевая  зона  Урала,  III  —  Западноуральская,  IV  —  Восточноуральская.  БК—страна  Баренцевоморско-Карская.  Провинции:  /—  Центральноба-
ренцевоморская,  11  —  Баренцево-Карского  внешнего  шельфа.  ТР  — 	стоана  Туранская  равнина.  Провинции:  I  —  Арал-Каракумская,  II  —  Устюрт-
 Мангышлакская,  III  —  Тургай-Бетпакдалинская,  IV  —  Кызылкум-Муюнкумская.  ЗС  —  страна  Западно-Сибирская  равнина.  Провин¬
ции:  /—  Северная,  //  —  Южная.  КЗ  —  страна  цокольных  и  денудационных  равнин  и  низкогорий  Центрального  Казахстана.  Провинции:
I—Центральноприбалхашская,  //  —  Северо-Западный  Казахстан.  ВС—  страна  равнины,  плоскогорья  и  низменности  Восточной  Сибири.  Провин¬
ции:  /  —  Среднесибирское  плоскогорье,  //  —  Якутская  равнина,  III—  север  Средней  Сибири.
 ЗОНА  АЛЬПИЙСКО-ГИМАЛАЙСКОГО  ГОРНОГО  ПОЯСА.  КП  —  страна  Карпатская  горная.  I  —  провинция  Восточных  Карпат.  КА  —  стра¬
на  Крымско-Кавказская.  Провинции:  /-Крымско-Кавказских  гор,  II—  Закавказской  межгорной  депрессии,  III  —  Черноморской  впадины,  IV  —
Южнокаспийской  впадины.  МА  —  страна  Малоазиатское  нагорье.  I  —  провинция  Закавказского  нагорья.  ИН  —  страна  Иранское  нагорье.  I  —
Туркмено-Хорасанская  провинция.  ПГ  —  страна  Памиро-Гиндукушская.  Провинции:  1  —  Памиро-Таджикская,  II  —  Гиндукушская.
 ЗОНА  ТЯНЬШАНСКО-ЗАБАЙКАЛЬСКОГО  •  ПОЯСА  ВОЗРОЖДЕННЫХ  ГОР.  СА  —  страна  возрожденных  гор  Средней  Азии.  Провинции:
/  —  Джунгаро-Зайсанская,  II  —  Тяныианская,  III  —  Алайская.  ЮС  —  страна  гор  Южной  Сибири.  Провинции:  I  —  горной  системы  Алтая,
II  —  Кузнецко-Минусинская,  III—Западного  Саяна  и  Тувы,  IV  —  Восточного  Саяна,  V  —  Байкало-Патомская,  VI  —  Байкальская,  VII  —  Забай-
кальская.
 ЗОНА  ДАЛЬНЕВОСТОЧНОГО  ГОРНОГО  ПОЯСА.  ДВ  —  страна  гор  и  низменностей  Дальнего  Востока  СССР.  Провинции:  /  —  Приморская
II  —  Приамурская,  III  —  Станово-Джугджурская.  СВ  —  страна  гор  и  равнин  Северо-Востока  СССР.  Провинции:  I  —  Верхоянско-Сунтархая-
тинская,  II  —  Яно-Оймяконо-Колымская,  ///  —  горная  система 	(рифт)  Черского,  IV—Юкагиро-Анюйская,  V  —  Охотско-Чукотская,  VI  —  Яно-
 Индигиро-Колымская  равнина,  VII  —  Охотоморская.  ЛЧ  —  страна  Лапте  веко-Чу  кот  ская.  Провинции:  /  —  Лаптевская,  II  —  шельф  Восточно-Си¬
бирского  моря,  ///  —  внешний  Восточносибирско-Чукотский  шельф.  СБ  —  страна  Североберинговоморская.  Провинции:  /  —  Норточ-Чириковская,
 II 	—  Анадырско-Юконская,  III  —  Корякско-Бристольская.
 ЗОНА  ГОР  И  ГЛУБОКОВОДНЫХ  КОТЛОВИН  ОКРАИННОГО  ТИХООКЕАНСКОГО  ПОЯСА.  ЯС  —  страна  Японско-Сахалинская.  Провинции.
/  —  Срединнояпономорская,  II  —  Хоккайдо-Сахалинская,  КК  —  страна  Камчатско-Курильская.  Провинции:  I  —  Южноохотская,  II  —  Курильская,
 III 	—  Камчатская,  IV  —  Пенжинско-Анадырская,  V—  Корякская.  БМ  —  страна  Беринговоморская.  Провинции:  /  —  Южноберинговоморская,  II  —
Алеутская.  Остальные  условные  обозначения  см.  рис.  3.
 t—»
ел

1. 	Зона  подводных  (шельфовых)  и  надводных  платформенных
равнин,  остаточных  и  омоложенных  гор  Северной  Евразии.
 2. 	Зона  гор  и  остаточных  глубоководных  впадин  Альпийско-
Гималайского  орогенического  пояса.
 3. 	Зона  гор  и  межгорных  впадин  Тянынанско-Забайкальского
орогенического  пояса.
 4. 	Зона  гор  и  межгорных  впадин  Дальневосточного  орогени¬
ческого  пояса.
 5. 	Зона  гор  и  глубоководных  котловин  окраинного  Тихоокеан¬
ского  геосинклинального  пояса.
 Геоморфологическая  страна  —  крупная  часть  геоморфологиче¬
ской  зоны,  характеризующаяся  четко  выраженной  геотектониче¬
ской  и  орографической  обособленностью,  общностью  типа  и  ин¬
тенсивности  новейших  тектонических  движений  и  в  связи
с  этим  —  определенной  общностью  денудационных  и  аккуму¬
лятивных  процессов.  В  целом  страны  соответствуют  геострукту¬
рам  третьего  порядка.
 В  пределах  платформенного  ядра  Евразии  выделяются  такие
страны,  как  Фенноскандия,  Русская  равнина,  Западно-Сибирская
равнина  и  др.  (рис.  2).
 В  Альпийско-Гималайском  поясе  в  границах  СССР  различа¬
ются  страны  (или  части  стран):  Карпаты,  Крымско-Кавказская
страна  гор  и  глубоководных  внутренних  морей,  Малоазиатских
нагорий  и  др.
 Окраинный  Тихоокеанский  геосинклинальный  пояс  —  крупней¬
ший  регион,  расположенный  в  основном  под  ©одами  Мирового
океана.  В  пределах  СССР  и  прилегающих  морей  расположен
лишь  северо-западный  сегмент  пояса.  Он  охватывает  глубоковод¬
ные  котловины  Японского,  Охотского,  Берингова  морей,  Куриль¬
скую  и,  отчасти,  Алеутскую  островные  дуги,  Камчатку,  Сахалин,
Курило-Камчатский  глубоководный  желоб.  В  пределах  северо-
западной  части  пояса  выделяются  Японско-Сахалинская  горная
страна  (в  границах  СССР  расположена  Сахалинская  область
этой  горной  страны),  Япономорская,  Курило-Камчатская  и  Бе-
ринговоморская  страны.
 Геоморфологическая  провинция  в  общем  случае  соответствует
тектоническим  структурам  IV  порядка.  Однако  при  выделении
провинций  важную  роль  играют  также  типы  денудации  и  акку¬
муляции,  их  интенсивность,  субстрат.  Поэтому  нередко  границы
провинции  не  совпадают  с  границами  структур  IV  порядка  или
охватывают  несколько  таких  структур.  Например,  при  выделении
провинций  на  Русской  равнине  большое  значение  имеют  харак¬
тер  и  тип  аккумуляции  и  денудации.
 Геоморфологическая  область  в  основном  соответствует  текто¬
ническим  структурам  V  порядка.  Она  относительно  однородна
в  орографическом  и  структурно-геологическом  отношениях.  По¬
следнее  обусловливается  однородностью  характера  и  интенсивно¬
стью  новейших  движений  земной  коры,  общностью  проявления
экзогенных  рельефообразующих  процессов,  общностью  свойств
 16

(строения)  субстрата.  На  равнинных  территориях  именно  субст¬
рату  и  экзогенным  факторам  принадлежит  роль  основных  крите¬
риев  для  выделения  этих  областей.  В  горных  провинциях  веду¬
щим  критерием  выделения  геоморфологических  областей  остает¬
ся  структурно-геологический  фактор.
 Очень  многие  области  могут  быть  разделены  на  несколько
территориальных  комплексов,  которые  могут  быть  названы  под¬
областями.  Они  выделяются  при  наличии  значительных  различий
внутри  области.  Эти  различия  не  достаточны  для  выделения  на
данной  территории  областей,  но  они  настолько  заметны,  что  не
могут  быть  игнорированы  при  районировании  территории.
 Геоморфологические  области  делятся  на  районы.  И.  С.  Щу¬
кин  (1961)  отмечал  неясность,  расплывчатость  понятия  «геомор¬
фологические  районы»  и  указывал  на  необходимость  их  четкого
определения.  Геоморфологический  район,  по  В.  Г.  Лебедеву,—  это
часть  геоморфологической  области,  имеющая  наиболее  простое
и  постоянное  сочетание  форм  в  пределах  всей  ее  территории.  При
разделении  области  на  районы  мы  обычно  руководствуемся  мест¬
ными  различиями  в  проявлениях  и  результатах  экзогенных  про¬
цессов.  Однако  в  ряде  случаев,  особенно  в  горных  странах,  от¬
дельные  сравнительно  мелкие  структурные  формы  могут  также
обусловливать  выделение  районов.
 Разделение  на  районы  и  более  дробные  территориальные  еди¬
ницы—  задача  локального  районирования,  т.  е.  оно  должно  осу¬
ществляться  при  районировании  области  или  провинции,  но  не
всей  территории  СССР  в  целом.  Причина  такого  ограничения
скорее  техническая,  чем  принципиальная.  В  настоящей  работе
детально  характеризуются  только  области  (или  подобласти)
и  указывается,  на  какое  число  районов  они  разделены.  Приво¬
дится  перечень  районов.  Подробное  описание  всех  геоморфологи¬
ческих  районов  привело  бы  к  увеличению  объема  книги  в  не¬
сколько  раз.  Кроме  того,  уровень  геоморфологической  изученно¬
сти  территории  СССР  неодинаков  по  всей  его  площади,  поэтому
иногда  данных  для  выделения  районов  не  хватает,  особенно
в  пределах  морских  акваторий.  В  таком  случае  районирование
ограничивается  выделением  и  описанием  областей  или  подобла¬
стей.
 В  самостоятельный  раздел  в  книге  выделено  геоморфологиче¬
ское  районирование  морей,  омывающих  побережья  нашей  страны.
Большая  часть  их—-шельфовые  моря  или  глубоководные  моря
с  обширными  прибрежными  шельфами.  Пространства  морского
дна  во  все  большей  степени  «втягиваются»  в  общую  орбиту  миро¬
вой  экономики,  становятся  постоянным  объектом  разведки  и  по¬
исков  полезных  ископаемых,  поэтому  возникла  необходимость
изучения  их  в  инженерно-географических  целях.
 С  территорией  СССР  неразрывно  связаны:  Балтийское  море,
являющееся  в  морфоструктурном  отношении  частью  трех  плат¬
форменных  стран  —  Фенноокандии,  Русской  и  Среднеевропейской
равнинных  стран;  Берингово,  Охотское  и  Японское  моря,  глубо-
 2 	1400
 17

ководные  части  которых  входят  в  состав  Тихоокеанского  окра¬
инного  геосинклинального  пояса;  Черное  и  .  Каспийское  моря,
в  значительной  части  являющиеся  морфоструктурными  элемента¬
ми  Альпийско-Гималайского  эпигеосинклинального  пояса.  Совер¬
шенно  уникален  сплошной  пояс  шельфовых  морей  Северного  Ле¬
довитого  океана,  омывающих  северные  берега  нашей  страны.  Это
пояс  наибольшего  во  всем  Мировом  океане  развития  шельфа.
 Выше  упоминалось,  что  впервые  наиболее  последовательно
вопрос  о  необходимости  геоморфологического  районирования
прилегающих  к  СССР  морских  пространств  был  поставлен
В.  Г.  Лебедевым  (1972).  Он  отмечал,  что  «современная  морская
береговая  линия  в  значительной  мере  затрудняет  геоморфологиче¬
ское  районирование»,  так  как  «она  лишь  на  короткое  время  на¬
ходится  в  том  месте,  где  мы  ее  сейчас  застаем»  (с.  6),  и  во  мно¬
гих  случаях  не  является  границей  между  участками  земной  по¬
верхности  с  постоянными  субаэральными  или  субаквальными  ре¬
жимами  рельефообразования.  Часто  рельеф  суши  со  всеми  его
особенностями  продолжается  на  морском  дне  и,  наоборот,  рель¬
еф,  созданный  морскими  процессами,  распространяется  в  преде¬
лах  суши.  Лишь  в  очень  редких  случаях  береговая  линия  может
считаться  одновременно  не  только  границей  суши  и  моря,  но
и  морфоструктурной  границей.  В  соответствии  с  изложенными
выше  принципами  районирования  мы  рассматриваем  береговую
линию  как  геоморфологическую  границу,  разделяющую  террито¬
рии  с  различным  характером  современных  экзогенных  процессов.
Если  береговая  линия  близко  совпадает  со  структурными  грани¬
цами,  она  рассматривается  как  граница  очень  крупных  регио¬
нальных  подразделений  —  провинций  или  даже  стран;  если  этого
совпадения  нет,  и  береговая  линия  сечет  морфоструктуры,  она
служит  границей  областей,  поскольку  при  их  выделении  в  значи¬
тельной  степени  определяющими  являются  экзогенные  факторы.
Некоторые  части  морей  входят  в  качестве  областей  в  пределы
провинций,  охватывающих  в  основном  пространство  суши.  Дру¬
гие  части  тех  же  морей  образуют  более  крупные  категории  гео¬
морфологического  районирования.  В  результате  отдельные  участ¬
ки  морского  дна  попадают  в  различные  «материковые»  таксоно¬
мические  подразделения.  В  таком  случае  нетрудно  утратить
цельность  описания  рельефа  тех  или  иных  конкретных  морей.
Поэтому  мы  сочли  целесообразным  дать  раздельное  описание
суши  и  моря,  не  забывая  при  этом,  что  иногда  граница  провин¬
ций  и  стран  или  даже  областей  не  совпадает  с  береговой  линией.
 В  соответствии  с  вышесказанным  выработана  схема  геоморфо¬
логического  районирования  СССР  и  прилегающих  морей
(см.  рис.  2),  согласно  которой  составлена  карта  геоморфологиче¬
ского  районирования  и  в  соответствии  с  которой  построено  после¬
дующее  описание  регионов  территории  СССР  и  прилегающих
морей.
 18

Часть  вторая
 Региональная  характеристика
территории  СССР
 Раздел  1.  Суша
 ГЛАВА  3.  ЗОНА  ПЛАТФОРМЕННЫХ  РАВНИН,
ПЛОСКОГОРИЙ  И  ОСТАТОЧНЫХ  ГОР
СЕВЕРНОЙ  ЕВРАЗИИ
 Зона  платформенных  равнин,  плоскогорий  и  остаточных  гор  соот¬
ветствует  древним  и  молодым  платформам  Северной  Евразии,
включая  прилегающий  шельф  Северного  Ледовитого  океана.
К  континентальной  части  зоны  относятся  следующие  геоморфо¬
логические  страны:
 1)  Фенноскандия,  2)  Русская  равнина,  3)  Урал  с  Новой  Зем¬
лей,  4)  Западно-Сибирская  равнина,  5)  Казахская  низкогорная
страна,  6)  Туранская  равнина,  7)  плоскогорья  и  низменности
Восточной  Сибири.  Они  в  основном  отвечают  геоструктурам  III
порядка  —  плитам  и  щитам,  образующим  платформенное  ядро
Северной  Евразии.
 СТРАНА  ФЕННОСКАНДИЯ
 Фенноскандия,  или  Балтийская  геоморфологическая  страна
(рис.  3),  геотектонически  отвечает  Балтийскому  кристаллическо¬
му  щиту.  В  пределы  СССР  входит  восточная  часть  щита,  которая
согласно  геоморфологическому  районированию  СССР  1947  г.
рассматривается  как  провинция,  а  М.  В.  Карандеевой  (1957)  —
как  область.,Мы  делим  Балтийскую  страну  (Фенноскандию)  на
три  провинции:  Шведско-Норвежскую,  Карело-Финскую  и  Фин-
ско-Ботническую.  В  пределы  СССР  входит  Кольско-Карельская
подпровинция.  За  пределами  СССР  в  границах  Финско-Ботниче-
ской  провинции  выделяется  Балтийско-Ботническая  область,  ох¬
ватывающая  дно  Ботнического  залива  и  прилегающую  часть  дна
Балтийского  моря.  По  особенностям  геологической  структуры
и  рельефа  она  подразделяется  на  Ботническую  и  Финско-Швед¬
скую  подобласти.  Они  описаны  во  втором  разделе.
 Рельеф  Кольско-Карельской  подпровинции  сформировался
в  условиях  длительного  платформенного  развития  (с  начала
позднего  протерозоя);  неравномерных  колебаний  щита  —  преиму¬
щественно  слабых  поднятий,  сопровождавшихся  длительной  кон¬
тинентальной  денудацией,  разрушением  ранее  созданного  горного
рельефа  и  выносом  значительных  масс  эродированных  горных
пород  за  пределы  щита;  сложной  складчато-глыбовой  структуры
 19

20

Рис.  3.  Геоморфологические  страны:  Фенноскандия  (Балтийская),
Русская  ратании  а  и  ,Ка;рп.атская  гордая:
 ФС  —  СТРАНА  ФЕЫНОСКАЫДИЯ  (БАЛТИЙСКАЯ).  1  —  Карело-Фин¬
ская  провинция;  1(1)  —  Кольско-Карельская  подпровинция;  /—область
Кольская;  1(1)  —  подобласть  Западнокольская;  районы  —  1(1).1  —  Запад¬
номурманский,  1(1).2—  Печеигско-Кольский,  1(1)3—  Центральнокольский
1(1).4  —  Верхнетуломский,  1(1).5  —  Ковдозерский;  1(2)  —  подобласть  Вос-
точнокольская;  районы  —  1(2).1  —  Восточномурманский,  1(2).2  —  Кейвин-
ский,  1(2).3  —  Центральнопонойский,  1(2)А  —  Терский;  2  —  область  Ка¬
рельская;  2(1)  —  подобласть  Западнокарельская,  районы  —  2(1).1  —  Севе¬
рокарельский,  2(1).2  —  Западнокарельский;  2(2)  —  подобласть  Южнока¬
рельская;  районы  —  2(2).1  —  Североприладожский,  2(2).2  —  Ладожско-
Онежский,  2(2).3  —  Североприонежский,  2(2).4  —  Восточноприонежский,
2(2).5  —  Ветреного  пояса,  2(3)  —  подобласть  Восточнокарельская;  райо¬
ны  —  2(3).1  —  Ковдозерско-Топозерский,  2(3).2  —  Тунгудско-Выгозерский,
2(3).3—  Прибеломорский;  3  —  область  Беломорская;  подобласти  —  3(1)  —
Западнобеломорская,  3(2)  —  Восточнобеломорская;  II  —  провинция  Фин-
ско-Ботническая;  1  —  область  Балтийско-Ботническая;  подобласти  —  1(1)—
Ботническая,  1(2)  -  Финско-Шведская.
 РР  —  СТРАНА  РУССКАЯ  РАВНИНА.  /  —  Северорусская  провинция;
 1  —  область  Балтийская;  подобласти  —  1(1)  —  Финско-Эстонская,  1(2)  —
Готландская,'7(3)  —  Балтийско-Польская;  2  —  область  Балтийско-Валдай-
ская;  2(1)  —  подобласть  Ладожско-Эстонская;  районьГ—  2(Т):1'—Прт\ев-
ско-Эстонский,  2(1).2  —  Ижорско-Пандиверский;  2(2)  —  подобласть  Бал¬
тийско-Рижская;  районы  —  2(2).  1  —  Приморско-Нижненеманский,  2(2).2  —
Курземско-Жемайтинский,  2(2).3—  Нижнедаугавский; 	2(3)  —подобласть
 Чудско-Ильменская;  районы  —  2(3).1  —  Видземский, 	2(3).2  —  Псковско-
 Чудский,  2(3).3  —  Псковско-Судомский,  2(3).4  —  Приильменский,  2(3).5—
Волховский;  2(4)  —  подобласть  Вильнюс-Витебская,  районы  —  2(4).1  —
Балтийско-Свенцянский,  2(4).2  —  Латгальско-Бежаницкий,  2(4).3  —  Полоц¬
кий,  2(4).4  —  Витебско-Городокский;  2(5)  —  подобласть  Валдайская;  райо¬
ны  —  2(5).1  —  Валдайский,  2(5).2  —  Тихвинско-Вепсовский;  J3  —  дбласть
Минско-Московская;  3(1)  —  подобласть  Минская;  районы  —^3(7).  1  —~Нё-
м 	Новогрудско-Гродненский,  3(1).3  —  Минско-Ошмянский,.
 3(1).  4  —  Оршанский,  3(1).5  —  Березинский;  3(2)  —  подобласть  Смоленско-
Московская;  районы  —  3(2).1  —  Смоленско-Вяземский,  3(2).2  —  Кувшиново-
Бежецкий,  3(2).3  —  Рославльско-Спас-Деминский;  3(2).4  —  Москворецко-
Окский;  3(3)  —  подобласть  Калининско-Ярославская;  районы  —  3(3).1  —
Клинско-Дмитровский,  3(3).  2  —  Даниловско-Галичский,  3(3).3  —  Верхие-
волжский,  3(3).4  —  Вологодский;  4—  область  Северодвинская;  4(1)  —  под¬
область  Прибеломорская;  районы  —  4(1).1  —  Онежско-Двинская.  4(1).2  —
Двинско-Мезенский,  4(1).3  —  Беломорско-Кулойский; 	4(3)  —  подобласть
 Онежско-Белозерская;  районы  —  4(2).1—  Белозерский; 	4(2).  2  —  Онежско-
 Сухонский,  4(2).3  —  Коношско-Няндомский;  4(3)—подобласть  Двинско-
Мезенская;  районы  —  4(3).1  —  Сухоно-Вожский,  4(3).2  —  Северодвинский,
4(3).3  —  Двинско-Югский,  4(3).4  —  Двинско-Мезенский,  4(3).5  —  Вымский^
4(4)  —  подобласть  Северных  Увалов;  районы  —  4(4).1  —  Северный  Окра¬
инный;  4(4).2  —  Западный  Североувальский;  4(4).3  —  Восточный  Северо-
увальский;  5  —  область 	Тиманская;  районы  —  5.1  —  Северотиман-
 ский,  5.2  —  Среднетиманский,  5.3  —  Южнотиманский;  5.4  —  Канинский;.
6  —  область  Печорская;  6(1)  —  подобласть  Оёверопечорская;  районы  —
6(1).1  —  Малоземельский;  6(1).2  —  Нижнепечорский, 	6(1).3  —  Большезе-
 мельский;  6(2)  —  подобласть  Южнопечорская;  районы  —  6(2).1  —  Средне¬
печорский;  6(2).2  —  Восточнопритиманский;  6(3)  —  подобласть  Предураль-
ская;  районы  —  6(3).  1  —  Верхнепечорский,  6(3).2  —  Усииский.  II  —  провин¬
ция  Южнобаренцевоморская.  1  —  область  Канинско-Мурманская;  2  —  об¬
ласть  Печорско-Колгуевская;  подобласти  —  2(1)  —  шельфовая  Печорско-
Колгуевская,  2(2)  —  острова  Колгуева.  III  —  провинция  Среднерусская.
1  —  область  Украинская;  1(1)  —  подобласть  Волыно-Подольская;  районы—
1(1).  1  —  Волынский, 	1(1).  2  —  Малополесский, 	1(1).3  —  Гологоро-Креме-
 нецкий,  1(1).4  —  Подольский  /(^  —  подобласть  Предкарпатская;  1(3)  —
подобласть  Приднепровская;  районы  —  1(3).1  —  Казатинско-Виниицкий,
1(3).2  —  Черкасско-Днепродзержинский,  1(3).3  —  Прибужско-Ингулецкий;
1(4)  —  подобласть  Запорожско-Приазовская;  районы  —  1(4).1  —  Запо¬
рожский,  1(4).2  —  Приазовский;  1(5)  —  подобласть  Бессарабская;  районы—
1(5).  1  —  Молдавский,  1(5).2  —  Балтский;  2  —  область  Приднепровско-При-
пятская;  2(1)  —  подобласть  Припятская;  районы  —  2(1).1  —  Пинский,
2(1).2  —  Мозырский,  2(1).3  —  Волынский,  2(1).4  —  Житомирский,  2(1).5  —
Киевский;  2(2)  —  подобласть  Среднедеснинская;  районы  —  2(2).1  —  Брян¬
ский,  2(2).2  —  Гомельский,  2(2).3  —  Черниговский;  2(3)  —  подобласть  При¬
днепровская;  районы  —  2(3).1—Западноприднепровский,  2(3).2—Полтав¬
ский  (ВосточноприднеПровский);  3  —  область  Среднерусская;  3(1) 	под¬
 область  Орловско-Тульская;  районы  —  3(1).1  —  Елецко-Тульский,  3(1).2  —
Верхнедонской,  3(1).3  —  Приокский;  3(2)  —  подобласть  Курско-Воронеж¬
ская;  районы  —  3(2).1  —  Курский,  3(2).  2  —  Харьковский,  3(2).3  —  Доно-
Оскольский;  3(3)  —  подобласть  Калачско-Россошанская;  районы  —  3(3).1  —
Калачский,  3(3).2  —  Донской,  3(3).3—Придонецкий;  4  —  область  Донецкая;
районы  —  4.1  —  Донецко-Шахтинский, 	4.2  —  Дружковско-Красногорский;
 5 	—  область  Волжско-Окско-Донская; 	5(1)  —  подобласть  Средневолж-

ская;  районы  —  5(1).1  —  Унженский,  5(1).2  —  Заветлужский,  5(1).3  —  Горь¬
ковско-Заволжский;  5(2)  —  подобласть  Волжско-Окская;  районы  —  5(2).1—
Волжско-Клязьминский,  5(2).2  —  Мещерский,  5(2).3  —  Окско-Клязьминский;
5(3)  —  подобласть  Окско-Донская;  районы  —  5(3).  1  —  Окско-Воронежский,
5(3).  2  —  Цнинско-Мокшинский, 	5(3).  3  —  Доно-Хопровский; 	6  —  область
 Приволжская;  6(1)  —  подобласть  Горьковско-Казанская;  районы  —  6(1).1
—  Сурско-Пьяновский,  6(1).2  —  Сурско-Свияжский;  6(2)  —  подобласть  Уль¬
яновско-Куйбышевская;  районы  —  6(2).1  —  Верхнесурский,  6(2).2  —  Улья-
новско-Сызранский,  6(2).3  —  Пензенско-Саранский;  6(3)  —  подобласть  Са¬
ратовско-Волгоградская;  районы  —  6(3).  1  —  Саратовский,  6(3).2  —  Доно-
Медведицкий;  6(4)  —  подобласть  Ергеиинская,  районы  —  6(4).1  —  Северо-
ергенииский,  6(4).2  —  Южноергенкнский;  7  —  область  Низкое  Заволжье;
районы  —  7.1  —  Ульяновское  Заволжье,  1.2  —  Сызранское  Заволжье,  7.3  —
Саратовское  Заволжье;  8—область  Высокое  Заволжье;  8(1)  —  подобласть
Вятского  Увала;  8(2)  —  подобласть  Вятско-Камская;  районы  —  8(2).1  —
Нижневятский,  8(2).2  —  Верхнекамский,  8(2).3  —  Среднекамский,  8(2)Л  —
Верхневятский,  8(2).5  —  Березниковский;  8(3)  —  подобласть  Уфимско-
Пермская;  районы  —  8(3).1  —  Уфимский,  8(3).2  —  Бельско-Камский,
8(3).  3  —  Айско-Сылвинский,  8(3).4  —  Камско-Бельский;  8(4)  —  подобласть
Бугульминско-Белебеевская;  районы  —  8(4).1  —  Белебеевский,  8(4).2  —
Бугульминский,  8(4).3  —  Сокско-Кинельский;  8(5)  —  подобласть  Общего
Сырта;  районы  —  8(5).1  —  Самарско-Салмышинский,  8(5).  2  —  Бузулукско-
Уральский.  IV—Провинция  Юо/снорусская.  IV(1)  —  подпровииция  Азово-
Черноморская;  1  —  область  Причерноморская;  районы  —  1.1  —  Днепровско-
Бугский,  1.2  —  Дунайско-Бугский,  1.3  —  Присивашский,  1.4  —  Северокрым¬
ский;  2  —область  Северо-Западного  Черноморского  шельфа;  3  —  область
Приазовско-Кубанская;  районы  —  3.1  —  Кубанский,  3.2  —  Ейско-Сальский,
3.3  —  Маиычский,  3.4  —  Таганрогский;  4  —  область  Азовского  моря;  5  —
область  Ставропольская;  районы—5.1'—  Южноставропольский,  5.2  —  Се¬
вероставропольский.  IV(II)  —  под  провинция  Каспийская;  1  —  область  При¬
каспийской  низменности;  1(1)  —  подобласть  Терско-Сулакская;  районы  —
1(1).1—Терско-Сулакский,  1(1).2  —  Затеречный;  /(^—подобласть  Волго-
Ахтубинско-Черноземельская;  районы  —  1(2).1  —  Ногайско-Черноземель-
ский,  Н2).2  —  Сарпииский,  1(2).3  —  Волго-Ахтубинский;  1(3)  —  подобласть
Волго-Уралореченская;  районы  —  1(3).  1  —  Волгоградское  Заволжье,
1(3).  2  —  Узенско-Чижинский,  1(3).3  —  Рын-Пески;  /(О  —  подобласть  Ура-
ло-Эмбенская;  районы  —  1(4).1  —  Уралореченский,  1(4).2  —  Зауралоречен-
ский,  1(4).3—Сагизский;  1(5)  —  подобласть  Бузачииско-Приустюртская;
районы  —  1(5).1  —  Приустюртский,  1(5).2  —  Култукско-Кайдакский,  1(5).3  —
Бузачинский;  2  —  область  Северокаспийская;  3  —  область  Среднекаспий¬
ская;  подобласти:  3(1)  —  Северо-Западная,  3(2)  —  Дагестанско-Североазер¬
байджанская,  3(3)  —  Дербентская,  3(4)  —  Примангышлакская,  3(5)  —  Ка-
ра-Богазгольская;  4  —  область  Подуральская;  4(1)  —  подобласть  Актю-
бинская;  районы  —  4(1).1  —  Илекско-Предуральский,  4(1).2  —  Большехоб-
динский,  4(1).  3  —  Североактюбин.ский, 	4(1).4  —  Западноактюбинский;
 4(2)—подобласть  Уильско-Эмбииская;  районы—4(2).  1—Шубар-Кудух-
ский,  4(2).  2  —  Южный  Примугоджарский,  4(2).3  —  Западноуильско-Эм-
бинский.
 КП  —  СТРАНА  КАРПАТСКАЯ  ГОРНАЯ.  I  —  провинция  Восточных
Карпат.  Области  —  1  —  Бескидо-Горганская,  2  —  Полоиииская,  3  —  Вулка¬
ническая,  4  —  Закарпатская.
 ГРАНИЦЫ  ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИХ  ТАКСОНОВ  —  а  —  стран,
 б 	—  провинций,  в  —  подпровинций,  г  —  областей,  д  —  подобластей,  е  —
районов.
 кристаллического  фундамента,  в  строении  которого  принимают
участие  магматические  и  метаморфические  породы  (граниты,
гранито-гнейсы,  кварциты  и  др.);  неравномерных  перемещений
отдельных  блоков  по  линиям  древних,  периодически  обновляв¬
шихся,  и  более  молодых  разломов,  непосредственно  выраженных
в  пластике  земной  поверхности;  в  условиях  плейстоценовых  оле¬
денений,  сопровождавшихся  экзарационной  и  относительно  сла¬
бой  аккумулятивной  деятельностью  ледников  и  ледниковых  пото¬
ков,  и  поздне-  и  послеледниковых  гляциоизостатических  подня¬
тий.
 В  подпровинции  господствуют  цокольно-денудационные  низ¬
менные  и  возвышенные  равнины,  холмогорья  и  мелкогорья  с  ре¬
ликтами  позднемезозойского  пенеплена,  испытавшего  неравно¬
мерные  тектонические  поднятия  и  дробление  в  новейшее  время.
 22

Для  нее  характерно  закономерное  чередование  положительных
и  отрицательных  крупных  форм  рельефа  и  выдержанность  их
ориентировки  преимущественно  в  северо-западном  направлении,
отвечающем  простиранию  структур  кристаллического  фундамен¬
та.  Наиболее  значительные  формы  рельефа  —  прямые  по  отноше¬
нию  к  мегаструктурам  основания;  более  дробные  геоморфологиче¬
ские  образования  чаще  всего  инверсионные  при  совпадении  ос¬
новных  простираний  орографических  и  структурных  элементов.
Наряду  с  погружением  поверхности  кристаллического  фундамен¬
та  наблюдается  общее  уменьшение  высот  и  контрастности  релье¬
фа  к  юго-востоку  и  юго-юго-востоку,  т.  е.  в  сторону  Белого  моря,
Ладожского  и  Онежского  озер.
 Геоморфологическое  районирование  восточной  части  Балтий¬
ского  щита  основывается  прежде  всего  на  морфоструктурных
признаках.
 Морфоструктурное  расчленение  территории  было  выполнено
М.  К.  Граве  и  С.  И.  Макиевским  (1966,  Равнины  европейской
части  СССР,  1974).  Оно  и  положено  в  основу  нашего  райониро¬
вания  с  некоторыми  изменениями  группировки  и  соподчинения
регионов  (Спиридонов,  1969).
 В  Кольско-Карельской  подпровинции  выделяются  три  области
(табл.  1):  Кольская,  Карельская  и  Беломорская.  Последняя  об¬
ласть  занята  Белым  морем  и  описана  ниже.
 Кольская  область.  Кольская  область  охватывает  Кольский
полуостров  и  его  материковое  продолжение  до  государственной
границы  нашей  страны.  Индивидуальность  области  определяется
прежде  всего  тектоникой.  Это  ограниченный  со  всех  сторон  разло¬
мами  монолитный  горст,  сформированный  на  относительно  при¬
поднятых  архейских  и  протерозойских  структурах  общего  северо-
западного  простирания.  Выделяются  Мурманский  блок  и  Бело¬
морский  мегантиклинорий,  разделенные  Кольским  мегасинкли-
норием.  Морфоструктуры  осложнены  менее  крупными  антикли¬
нальными  и  синклинальными  складками,  которые  геоморфологиче¬
ски  выражены  в  виде  .системы  преимущественно  инверсионных
положительных  и  отрицательных  форм  рельефа.
 Полуостров  ограничен  продольными  сбросами  вдоль  Мурман¬
ского  и  Кандалакшского  берегов  и  поперечными  сбросами  вдоль
Терского  берега.  Внутри  блок  разбит  серией  других  продольных
и  поперечных  разломов.  Среди  них  выделяется  разлом,  который
простирается  субмеридионально  вдоль  р.  Вороньей,  впадины  Ло-
возера  и  далее  ограничивает  с  юга  Хибины  и  с  востока  горные
массивы  у  Кандалакшской  губы.  Он  отделяет  Западнокольскую
подобласть  от  Восточнокольской  подобласти.  Повсеместно  разви¬
ты  формы  ледниковой  экзарации,  шлифовки  и  полировки  с  под¬
чиненными  им  формами  ледниковой  и  водно-ледниковой  акку¬
муляции,  морской  абразии  и  аккумуляции  времени  бореалы-юй
и  позднеледниковой  трансгрессий  моря.
 Запад  но-Кольская  подобласть  в  новейшее  время  испытала  от¬
носительно  сильные  поднятия.  Территория  разбита  системой  про-
 23

Таблица  1.  Области  и  районы  Кольско-Карельской  геоморфологической  подпровинции  —  /.  (I)
 24

25
 350—660
 370—420
 100—130
 200—320
 200—230
 150-250
 300—350
 150-200,
до  260
 150-180,
до  260
 50—140
 200—300
 150—250
 50—80
 50—100,
до  200
 50—100
 50—75
 150—200
 50-100
 50—100
 20—40
 .  Денудационно-грядовая
возвышенность
 Денудационно-грядовая  воз¬
вышенность
 Сельговая  равнина
 Террасированная  озерно-мор¬
ская  равнина  (включает  Оло¬
нецкую  возвышенность)
 Сельговая  равнина
 Озерно-морская  равнина
 Денудационно-кряжевый
 Денудационно-аккумулятивная
плоская  равнина
 Холмистая  денудационно-цо¬
кольная  равнина
 Озерно-ледниковая  и  морская
равнина
 Северокарельский.—
 Западнокарельский.—
1(1).  2(1).  2
 Североприладожский.—
1(1).  2  (2).  2
 Ладожско-Онежский.—
I  (I).  2  (2).  2
 Североприонежский.—
I  (I).  2  (2).  3
 Восточноприонежский.—
/  (0-  2  (2).  4
 Ветреного  Пояса.—
1(1).  2  (2).  5
 Ковдозерско-Топозер-
ский.—  I  (I).  2.  (3).  1
 Тунгудско-Выгозер-
ский.—  1(1).  2  (3).  2
 Прибеломорский.—
/  (I).  2  (3).  3
 Западнокарель¬
ская.—/  (1).2(1)
 Южнокарель¬
ская.—  1(1).  2  (2)
 Восточнока¬
рельская.—
1  (1).  2  (3)
 Карельская.  —
1(1).2

дольных  и  поперечных  разломов  на  отдельные  блоки  —  массивы,
разделенные  узкими  тектоническими  депрессиями,  в  которых  рас¬
полагаются  реки  и  озера.  Массивы  испытали  дифференцированные
поднятия  и  интенсивный  денудационный  срез,  благодаря  которому
на  поверхность  были  выведены  наиболее  глубокие  части  геоло¬
гического  разреза  докембрия  с  крупными  интрузивными  телами
разного  возраста.  Подобласть  делится  на  пять  районов.
 Восточно-Кольская  подобласть  испытала  относительно  более
слабые  древние  и  новейшие  (включая  поздне-  и  послеледниковые)
поднятия.  Рельеф  преимущественно  равнинный,  возвышенный  на
северо-востоке  вдоль  Мурманского  побережья  и  низменный  на  юге
и  юго-западе  вдоль  Кандалакшского  и  Терского  побережий.
В  центральной  части  протягивается  гряда  Кейв.  В  позднем  плей¬
стоцене  подобласть  была  покрыта  автономным  Понойским  леднико¬
вым  щитом.  Среди  ледниковых  форм  выделяются  краевые  обра¬
зования  Терских  кейв.  Делится  на  четыре  района  (см.  табл.  1).
 Карельская  область.  Она  в  основном  отвечает  сложнопостро-
енной  главной  синклинорной  зоне  карелид.  Зона  распадается
на  семь  структур  (антиклинориев  и  синклинориев),  вытянутых
в  характерном  для  области  северо-'северо-западном  направле¬
нии.  Этим  структурам  (как  и  более  мелким  складкам)  в  рельефе
отвечают  преимущественно  инверсионные  формы.  К  антиклина¬
лям  с  выходящими  в  их  осевой  зоне  архейскими  гранитами  и  дру¬
гими  магматическими  породами  приурочен  слабо  расчлененный
сниженный  рельеф.  Синклинальные.  складки,  сложенные  стойки¬
ми  кристаллическими  сланцами  и  кварцитами  протерозоя,  обыч¬
но  бывают  выражены  в  виде  резко  очерченных  гряд.
 Область  разбита  густой  сетью  продольных  разломов;  наличие
разломов  и  избирательная  денудация  по  тектоническим  и  петро¬
графически  ослабленным  зонам  обусловили  образование  сети
понижений,  подчеркнутых  гидрографической  сетью.  В  четвертич¬
ное  время  основным  агентом  избирательной  денудации  были  лед¬
никовые  покровы.
 Для  области  характерно  обилие  озер,  занимающих  тектониче¬
ские  впадины  и  котловины  ледникового  выпахивания,  речек  с  не-
выработанным  продольным  профилем.  Формы  ледниковой  и  вод¬
но-ледниковой  аккумуляции  представлены  прерывистыми  систе¬
мами  краевых  моренно-камовых  образований,  возникших  при  от¬
ступании  позднеплейстоценового  оледенения.  Область  разделена
на  три  подобласти.
 Западнокарельская  подобласть  охватывает  наиболее  возвы¬
шенную  часть  Карелии  —  вытянутую  вдоль  государственной  гра¬
ницы  гряду  Манселькя  и  ее  отроги  с  резко  выраженным  струк-
турно-денудационным  крупногрядовым  рельефом  на  вулканоген¬
ных  породах,  сланцах  и  кварцитах  Северокарельского  и  Западно¬
карельского  синклинориев  и  осложняющих  их  более  мелких  скла¬
док.  Между  цепями  холмов  и  гряд  расположены  озера  или  плос¬
коравнинные  участки  водно-ледникового  происхождения  с  озера¬
ми.  В  подобласти  два  района.
 26

Южнокарельская  подобласть  расположена  на  сниженной  юж¬
ной  и  юго-восточной  окраине  Балтийского_щита.  Это  денудаци¬
онно-цокольная  холмисто-грядовая  равнина,  неровности  которой
обусловлены  разрывной  тектоникой  и  избирательной  денудацией.
Характерны  моренные  холмисто-грядовые  формы,  озы  и  камы,
плоскоравнинные  поверхности  со  следами  поздне-  и  послеледни¬
ковых  водоемов.  Она  разделяется  на  пять  районов,
 Восточнокарельская  подобласть  приурочена  к  сниженной  вос¬
точной  окраине  Балтийского  щита.  Это  денудационно-цокольная
равнина  с  продолговатыми  холмами  и  грядами,  сложенными  гра-
нито-гнейсами  и  ориентированными  преимущественно  в  юго-во¬
сточном  направлении.  Повсюду  рассеяны  скопления  моренных
холмов,  камов  и  озов.  На  востоке  денудационная  равнина  перехо¬
дит  в  Прибеломорскую  низменность  с  пло.скоравнинной  заболо¬
ченной  поверхностью  озерно-ледникового  и  морского  происхож¬
дения.  На  ней  встречаются  обработанные  ледником  скалистые
останцы  типа  бараньих  лбов  и  курчавых  скал.  Разделяется  на
три  района.
 СТРАНА  РУССКАЯ  РАВНИНА
 Геотектоническую  основу  Русской  равнины  образует  древняя
Русская  плита  и  расположенная  южнее  эпигерцинская  Скифская
плита.  К  Русской  равнине  следует  также  отнести  территории
•прилегающих  предгорных  прогибов,  которые  по  комплексу  гео¬
морфологических  признаков  тяготеют  к  ней  больше,  чем  к  горам
Урала,  Кавказа  или  Карпат.
 В  указанных  границах  Русская  равнина  наряду  с  общей  мор¬
фоструктурной  основой  обладает  и  другими  существенными  приз¬
наками,  позволяющими  рассматривать  ее  как  геоморфологически
целостный  крупный  регион  нашей  -страны.  Ее  единство  подчер¬
кивается:  а)  общностью  режима  и  интенсивности  новейшей  текто¬
ники,  б)  характером  эрозионно-денудационных  процессов,  в)  сле¬
дами  древних  материковых  оледенений,  охватывавших  Север
Русской  равнины,  но  оказавших  влияние  на  развитие  рельефа
и  внеледниковых  областей,  г)  хорошо  выраженной  геоморфоло¬
гической  зональностью,  в  которой  закономерно  сочетаются  релик¬
товые  и  ныне  развивающиеся  морфоклиматические  элементы.
 По  комплексу  геоморфологических  признаков  Русскую  равни¬
ну  следует  разделить  на  три  провинции  (см.  рис.  3).  Это  деление
Русской  равнины  на  провинции  в  основном  соответствует  тому,
которое  предлагалось  Б.  Ф.  Добрыниным  (1935),  И.,П.  Гераси¬
мовым  (1939),  Н.  Н.  Соколовым  (1938,  1961),  М.  В.  Карандеевой
(1957)  и  др.  Оно  учитывает  важнейшее  событие  в  истории  рель¬
ефа  территории  —  четвертичное  оледенение,  благодаря  которому
северная  ледниковая  и  южная  внеледниковая  части  равнины
приобрели  настолько  существенные  особенности  в  строении  рель¬
ефа  и  четвертичного  покрова,  что  их  внутренние  различия,  обус¬
 27

ловленные  местными  структурными  факторами,  отступили  на
второй  план.
 Последующее  деление  Русской  равнины  на  регионы  разного
порядка  основывается  на  комплексе  морфоструктурных  и  морфо¬
скульптурных  признаков  и  в  основном  отвечает  ранее  опублико¬
ванной  схеме  районирования  Восточноевропейской  равнины
 A. 	И.  Спиридонова  (1969)  и  в  некоторых  существенных  чертах
совпадает  ,с'делением  Русской  равнины  на  крупные  регионы  в  ра¬
боте  «Равнины  европейской  части  СССР»  (1974).  Вопросы  гео¬
морфологического  деления  Русской  равнины  рассматриваются
также  в  сводных  трудах  «Север  европейской  части  СССР»
(1967),  «Средняя  полоса  европейской  части  СССР»  (1967),
«Украина  и  Молдавия»  (1972),  «Юго-Восток  европейской  ча¬
сти  СССР»  (1971),  в  работах  Л.  Б.  Аристарховой,  Ю.  А.  Ам-
брос,  А.  А.  Асеева,  А.  Б.  Басаликаса,  А.  М.  Берлянта,  В.  Г.  Бон¬
дарчука,  В.  А.  Варсанофьевой,  Н.  В.  Введенской,  А.  В.  Востряко¬
ва,  К.  И.  Геренчука,  3.  А.  Горелика,  Ю.  Л.  Грубрина,  А.  П.  Дед-
кова,  В.  А.  Дементьева,  А.  Г.  Доскач,  Б.  Ф.  Добрынина,
И.  Н.  Ежова,  М.  С.  Калецкой,  О.  К.  Леонтьева,  Д.  П.  Малахов¬
ского,  С.  3.  Максимова,  Г.  А.  Максимовича,  А.  М.  Маринича,
 B. 	А.  Николаева,  Г.  В.  Обедиентовой,  С.  П.  Проходского,
Г.  И.  Раскатова,  И.  М.  Рослого,  А.  П.  Рождественского,  Ю.А.  Са¬
винова,  И.  Н.  Сафронова,  И.  Л.  Соколовского,  А.  В.  Ступишина,
 В. 	П.  Философова,  М.  М.  Цапенко,  А.  В.  Цыганкова,  В.  А.  Чепу-
лите,  П.  Г.  Шевченко,  А.  И.  Яунпутниня  и  др.
 К  Русской  равнине  относятся  акватории  прилегающих  морей,
в  частности  южная  часть  Баренцева  моря,  выделяемая  нами  в  ка¬
честве  самостоятельной  Южнобаренцевоморской  провинции.  Ее
описание  дано  в  разделе  «Баренцево  море».
 Северорусская  провинция
 Северорусская  провинция  охватывает  территорию,  на  кото¬
рой  господствуют  ледниковая  и  водно-ледниковая  морфоскульп-
туры.  Провинция  отличается  и  определенным  морфоструктур¬
ным  единством  —  здесь  преобладают  пластовые  низменности  на
Балтийской,  Московской  и  Печорской  синеклизах  с  останцовыми
пластово-моноклинальными  и  кряжевыми  возвышенностями,  с  ха¬
рактерной  ориентировкой  положительных  и  отрицательных  форм
рельефа  в  северо-западном  и  северо-восточном  направлениях,
подчеркнутой  рисунком  гидрографической  сети.  В  границы  Се¬
верорусской  провинции  включено  в  ранге  области  дно  прилегаю¬
щей  к  СССР  части  Балтийского  моря.
 Провинция  в  основном  совпадает  с  территорией,  которая  по¬
крывалась  ледниковыми  покровами  во  время  московского  и  вал¬
дайского  оледенений.  Используя  комплекс  признаков  —  возраст
ледниковых  форм  и  степень  их  последующего  преобразования
под  воздействием  эрозионно-денудационных  процессов,  специфи¬
ческие  особенности  местного  экзогенного  рельефообразования
 28

(ледникового,  водно-ледникового,  морского,  карстового  и  пр.),
морфоструктурные  признаки,  провинцию  можно  разделить  на
шесть  областей  (одна  в  пределах  Балтийского  моря)  (табл.  2).
 Балтийско-Валдайская  область.  Она  охватывает  площадь  рас¬
пространения  последнего  (валдайского)  оледенения  на  северо-
западе  Русской  равнины.  Геоморфологическое  своеобразие  тер¬
ритории  определяется  прежде  всего  тем,  что  здесь  в  позднем
плейстоцене  непосредственно  к  югу  от  Балтийского  щита  распо¬
лагался  динамически  целостный  массив  последнего  ледникового
покрова,  питавшегося  из  Фенноскандинавского  центра.  Он  пол¬
ностью  занимал  обширную  Прибалтийскую  низменность  и  по  пе¬
риферии  ее  оставил  системы  краевых  форм,  которые  широкой
извилистой  дугой  протягиваются  от  государственной  границы
СССР  до  р.  Онеги.
 Для  области  характерны:  а)  хорошо  сохранившийся  леднико¬
во-аккумулятивный  и  водно-ледниковый  рельеф;  б)  слабая  пере¬
работка  ледникового  и  водно-ледникового  рельефа  эрозионными
и  склоновыми  процессами,  множество  озер;  в)  расположение
значительной  части  территории  на  южном  и  юго-восточном  скло¬
нах  Балтийского  щита  с  моноклинальным  залеганием  пластов
платформенного  чехла,  сложенных  породами  резко  различной
прочности  и  выраженных  в  дочетвертичном  рельефе  в  виде
пластово-моноклинальных  форм  типа  куэст;  г)  расположение  рек
преимущественно  в  ложбинах  стока  талых  вод  и  ледниково-озер¬
ных  понижениях,  невыработанность  их  продольного  и  поперечно¬
го  профилей.
 Согласно  Н.  Н.  Соколову,  Д.  Б.  Малаховскому  и  др.,  на  се¬
веро-западе  Русской  равнины  по  условиям  образования  рельефа
во  время  последнего  оледенения  выделяются  три  геоморфологи¬
чески  четкие  зоны:  проксимальная  зона  ледниковых  и  водно-лед¬
никовых  аккумулятивных  равнин  и  островных  моренных  возвьь
шенностей,  зона  краевых  образований  и  дистальная  зона  морен-
но-зандровых  форм.  На  эту  основную  закономерность  наклады¬
вается  другая,  обусловленная  морфоструктурными  различиями
территории  и  характером  проявления  их  в  рельефе.  Исходя  из
этих  двух  основных  закономерностей,  Балтийско-Валдайскую  об¬
ласть  можно  разделить  на  пять  подобластей  с  характерными
для  них  преимущественно  субширотными  и  субмеридиональными
границами.
 Ладожско-Эстонская  подобласть  охватывает  денудационные
моноклинально-пластовые  низменности  и  плато,  сформировав¬
шиеся  на  верхнепротерозойских  и  нижнепалеозойских  породах
разной  прочности.  Преимущественно  маломощные  четвертичные
отложения  слагают  моренные  и  озерно-ледниковые  равнины
и  краевые  образования,  возникшие  во  время  невской  стадии  пос¬
леднего  оледенения.  В  подобласти  выделяются  два  района.
 Балтийско-Рижская  подобласть  выделяется  среди  обширных
аккумулятивных  водно-ледниковых  и  моренных  равнин  прежде
всего  по  морфоструктурным  признакам.  Она  отвечает  в  основном
 29

Балтийской  синеклизе,  территориально  и  генетически  тяготеет
к  впадине  Балтийского  моря.  Четвертичные  отложения  перекры¬
вают  не  только  девон,  но  и  рыхлые  мезозойские  и  палеогеновые
породы,  сильно  размытые  и  на  значительных  площадях  отрица¬
тельных  структур  I  и  II  порядков  испытавшие  новейшие  текто¬
нические  опускания.  Во  время  крестецкой  и  лужской  стадий  оле¬
денения  по  доледниковым  депрессиям  наступали  Балтийская
и  Рижская  ледниковые  лопасти.  Депрессии  разделены  межло-
пастными  моренно-камовыми  возвышенностями.  Подобласть  раз¬
деляется  на  три  района  (см.  табл.  2).
 Ч  удско-Ильменская  подобласть  соответствует  «девонской»
низине  —  инверсионной  морфоструктуре  на  южном  склоне  Бал¬
тийского  щита  и  на  Латвийской  седловине,  сложенной  (под  тол¬
щей  четвертичного  покрова)  главным  образом  песчано-глинисты¬
ми  отложениями  верхнего  девона.  Она  охватывает  Псковско-Чуд¬
скую  и  Ильменско-Ловатскую  низменности  и  разделяющие  их  ост¬
ровные  моренные  возвышенности.  Во  время  последнего  оледене¬
ния  низменности  были  заняты  крупными  ледниковыми  лопа¬
стями.
 При  отступании  ледника  образовались  межлопастные  возвы¬
шенности  и  озерно-ледниковые  террасы  и  равнины  высотой  до
115  м.  В  подобласти  выделено  5  районов.
 Зона  краевых  образований  прослеживается  по  южной  и  юго-
восточной  периферии  Балтийско-Валдайской  области,  где  сбли¬
жены  краевые  формы  бологовской,  едровской  и  морфологически
особенно  хорошо  выраженными  вепсовской  и  крестецкой  стадий
последнего  оледенения.  Поч  соотношению  ледникового  рельефа
с  погребенными  формами  коренного  ложа  четвертичного  покрова,
по  характеру  и  интенсивности  краевой  ледниковой  аккумуляции
здесь  выделяются  две  подобласти.
 Вкльнюс-Вытебская  подобласть  —  холмисто-грядовые  возвы¬
шенности,  возникшие  в  результате  мощной  -краевой  аккумуляции
во  время  последнего  оледенения  на  сильно  денудированном
девонском  и  мезозойском  моноклинально-пластовом  основании
северного  крыла  Белорусско-Литовской  антеклизы  и  цент¬
ральной  части  Балтийской  синеклизы.  Разделяется  на  четыре
района.
 Валдайская  подобласть  —  включает  и  расположенные  север¬
нее  Тихвинскую  гряду  и  Вепсовскую  возвышенность  с  крупным
холмисто-грядовым  моренно-камовым  рельефом,  возникшим  в  ре¬
зультате  краевой  аккумуляции  во  время  последнего  оледенения
на  возвышенном  моноклинально-пластовом  основании  северо-за¬
падного  крыла  Московской  синеклизы  (карбоновое  плато).  Раз¬
деляется  на  два  района.
 Минско-Московская  область.  Она  «©посредственно  примыкает
к  Балтийско-Валдайской  области,  охватывая  южную  периферию
территории  московского  оледенения.  Для  нее  характерны:  а)  лед¬
никовые  и  водно-ледниковые  формы  рельефа,  образовавшиеся  во
время  московского  оледенения  и  впоследствии  подвергшиеся  за¬
 30

метной  переработке  эрозионными,  склоновыми  и  другими  процес¬
сами;  б)  густая  сеть  морфологически  развитых  террасированных
долин  с  подчиненной  им  преимущественно  в  приречных  полосах
сетью  балочных  и  местами  овражных  форм;  в)  почти  повсемест¬
ное  распространение  на  московской  морене  рыхлых  покровных
образований  различного  литологического  типа;  г)  вытянутость
большей  части  области  по  простиранию  осевой  зоны  Московской
синеклизы  с  прямыми  и  инверсионными  морфоструктурами;
д)  единый  для  всей  области  орографический  стержень  в  виде
Смоленско-Московской  возвышенности,  ее  западного  и  северо-
восточного  продолжений,  подчеркнутый  краевыми  образованиями
московского  ледника.  Область  делится  на  три  подобласти  (см.
табл.  2).
 Минская  подобласть  —  холмисто-грядовые  возвышенности,
входящие  в  систему  Белорусской  гряды.  Возвышенности  возникли
в  результате  мощной  аккумуляции  в  краевой  зоне  московского
и  более  древних  оледенений  на  сильно  сниженной  (до  0—50  м
над  уровнем  моря)  размытой  поверхности  девонских,  меловых
и  палеогеновых  отложений  Белорусско-Литовской  антеклизы.  Хол¬
мисто-грядовые  напорные  и  аккумулятивные  краевые  образования
чередуются  с  моренными,  озерно-ледниковыми  и  аллювиально-
зандровыми  равнинами.  Придолинные  участки  междуречий  и  пе¬
риферические  части  краевых  образований  сильно  расчленены  эро¬
зионной  сетью.  Подобласть  состоит  из  пяти  районов.
 Смоленско-Московская  подобласть  —  расчлененные  возвышен¬
ные  моренные  равнины,  холмисто-грядовые  моренно-камовые
формы,  возникшие  в  результате  донной  и  краевой  аккумуляции
московского  ледника  на  возвышенном  денудационном  монокли¬
нально-пластовом  основании  из  верхнепалеозойских  и  мезозой¬
ских  пород  западной  части  Московской  синеклизы.  Разделяется
на  четыре  района.
 Калининско-Ярославская  подобласть  включает  моренные,
озерно-ледниковые  и  аллювиально-зандровые  низменные  равни¬
ны  и  прилегающие  к  ним  возвышенности  с  полосами  моренно-
камовых  гряд  и  холмов  краевой  зоны  московского  оледенения.
Подобласть  соответствует  пластово-денудационному  основанию
из  мезозойских  отложений  центральной  части  Московской  сине¬
клизы.  Она  разделяется  на  четыре  района.
 Северо-Двинская  область.  Она  занимает  северную  часть  Мос¬
ковской  синеклизы,  которую  некоторые  исследователи  выделяют
под  названием  Мезенской  синеклизы,  восточный  склон  Балтийско¬
го  щита  и  Предтиманский  прогиб.  Отличается  общим  наклоном
поверхности  к  северу.  Для  нее  характерны  пластовые  и  ^пластово-
моноклинальные  возвышенности,  разделенные  понижениями,
сложенными  полого  наклонными  верхнепалеозойскими  и  ме¬
зозойскими  породами  с  наложенными,  на  них  формами  аккуму¬
лятивного  и  водно-ледникового  рельефа,  местами  днепровского,
но  преимущественно  московского  и  валдайского  оледенений.  Лед-
 31

Таблица  2,  Области  и  районы  Северорусской  геоморфологической  провинции
 I
 32
 Абсолютные
высоты,  м
 со
 ю
 8
 1
 О
 О
 LQ
 Т
 о
 о
 До  200
 150-228
 о
 оо
 о
 300-310
 ■  о
о
 Т
 о
 ю
 Глубина
расчленения
рельефа,  м
 ю
 20—30,
до  100
 30-50
 20—50
 20—50
 До  20—30
 о
 о
 Т
 о
 LO
 20—30
 Преобладающие  типы  рельефа
 Предглинтовая  ледниково¬
озерная  террасированная  ра¬
внина
 Плоскохолмистая  морен¬
ная  и  водно-ледниковая  рав¬
нина  на  дочетвертичном  ор¬
довикском  плато
 Озерно-ледниковая  и  мор¬
ская  равнина
 Межлопастные  моренно-
камовые  возвышенности
 Озерно-ледниковая  низмен¬
ная  равнина
 Межлопастные  моренно-
камовые  возвышенности
 Озерно-ледниковая  низмен¬
ность
 Район
 со
 Приневско-Эстонский,
1.  2  (1).  1
 Ижорско-Пандиверский.  —
/.  2  (1).  2
 Приморско-Нижненеман¬
ский.  —  I.  2  (2).  1
 Курземско-Жемайтинский.—
I.  2  (2).  2
 Нижнедаугавский.  —
/.  2  (2).  3
 Видземский.  —  I.  2  (3).  1
 Псковско-Чудский.  —
/.  2  (3).  2
 Подобласть
 см
 Ладожско-Эс¬
тонская.  /.  2(1)


 Балтийско-
Рижская.  —  1.2
(2)
 Чудско-Иль¬
менская.  —
 /.  2  (3)
 ч
 со
 CQ  041
 Область
 -
 Балтийско-
дайская.  —  I.

3 	1400
 33'
 -293
 -100
 -100
 -284
 -339
 -200
 -300
 -312
 -304
 200-
 30-
 30-
 200-
 290-
 130-
 250-
 250-
 250-
 -100
 -35
 -25
 -100
 -100
 -30
 -75
 -100
 -75
 50-
 20-
 20-
 50-
 50-
 25-
 50-
 50-
 20-
 Межлопастные  моренно-
камовые  возвышенности
 Озерно-ледниковая  равни¬
на
 Террасированная  озерно¬
ледниковая  равнина
 Ледниково-аккумулятив-
ные  и  напорные  холмистые
гряды
 Межлопастные  холмисто¬
грядовые  возвышенности
 Озерно-ледниковая  и  зан-
дровая  равнина
 Холмисто-грядовые  морен¬
ные  возвышенности
 Холмисто-грядовая  возвы¬
шенность
 Холмисто-грядовые  возвы¬
шенности
 Псковско-Судомский.—
/.  2  (3).  3
 Приильменский.  —
/.  2  (3).  4
 Волховский.  —
/.  2  (3).  5
 Балтийско-Свенцянский.  —
/.  2  (4).  1
 Латгальско-Бежаницкий.  —
/.  2  (4).  2
 Полоцкий.  —
/.  2  (4).  3
 Витебско-Городокский.  —
I.  2  (4).  4
 Валдайский.  —  /.  2  (5).  1
 Тихвинско-Вепсовский.  —
I.  2  (5).  2
 Вильнюс-Ви-
тебская.  —1.2  (4)
 Валдайская.  —
I.  2  (5)

Продолжение  табл.
 с*
 со
 4^
 6
 160—200
 240—340
 400-342
 200-262
 160—190
 250—322
 250—343
 240—280
 5
 20—40
 75-125
 75—100
 30—50
 '  20-30
 75—125
 100—125
 50-75
 4
 Моренно-аллювиально-зан-
дровая  равнина
 Холмисто-грядовые  возвы¬
шенности
 Холмисто-грядовые  возвы¬
шенности  центральной  части
Белорусской  гряды
 Холмисто-грядовая  возвы¬
шенность
 Наклонная  зандровая  рав¬
нина
 Моренно-эрозионная  воз¬
вышенность
 Моренная  равнина  с  остро¬
вами  напорных  и  аккумуля-
 тивных  холмисто-грядовых
форм
 Моренно-зандровая  равни¬
на  с  островами  напорных
и  аккумулятивных  холмисто¬
грядовых  форм
 3
 Неманский.  —  /.  3  (1).  1
 Новогрудско-Г  роднен-
ский.  —
 /.  3  (1).  2
 Минско-Ошмянский.  —
/.  3  (1).  3
 Оршанский.  —
/.  5  (1).  4
 Березинский.  —
/.  3  (1).  5
 Смоленско-Вяземский.  —
/.  3  (2).  1
 Кувшиново-Бежецкий.  —
/.  2  (L).  2
 Рославльско-Спас-Демин-
ский  /.  3  (2).  3
 2
 Минская.  —
/.  3(1)
 1
 Смоленско-
Московская.  —
I.  3  (2)
 1
 1
 Минско-Моско¬
вская.  —  I.  3

35
 150-200
 250-290
 220—300
 80-150
 150-227
 100—200
 50—140
 30—50
 75—125
 50-75
 25-30
 50—70
 20—40
 20—30
 Моренно-эрозионная  рав¬
нина  с  участками  зандровых
и  озерно-ледниковых  поверх¬
ностей
 Моренно-эрозионная  воз¬
вышенность  с  островами
краевых  холмисто-грядовых
форм
 Моренно-эрозионные  воз¬
вышенности,  разделенные
Ярославско-Костромской  ал¬
лювиально-озерной  низиной
 Озерно-ледниковая,  аллю¬
виально-озерная  и  моренная
равнина
 Моренно-эрозионная  ра¬
внина
 Холмисто-моренная  равни¬
на  с  участками  поверхностей
озерно-ледникового,  озерно¬
аллювиального  и  морского
происхождения
 Морская,  озерно-леднико-
.  вая  и  озерно-аллювиальная
равнина
 Москворецко-Окский,  —
5  (2).  4
 Клинско-Дмитровский.  —
5  (3).  1
 Даниловско-Галичский.—
3  (3).  2
 Верхневолжский.  —
3  (3).  3
 Вологодский.—
5  (3).  4
 Онежско-Двинский.  —
4  (1).  1
 Двинско-Мезенский.  —.
4  (1).  2
 /.
 /.
 /.
 I.
 /.
 /.
 /.
 Калининско-
Ярославская.  —
/.  3  (3)
 Прибеломор-
ская.  —
 /.  4  (1)
 Северодвинская.
 -L4

см
 36
 б
 100—210
 250—300
 100-150
 200-270
 200—250
 50—150
 200—260
 180-230
 5
 50—100
 50—75
 20—40
 50-70
 50—70
 20-30
 50-75
 30-60
 4
 Эрозионно-денудационное
 плато
 Холмисто-грядовые  крае¬
вые  образования  и  зандро-
вые  равнины
 Ложбина  с  террасирован¬
ным  долинно-зандровым  и
озерно-ледниковым  рельефом
 Холмисто-грядовая  возвы¬
шенность
 Моренно-эрозионная  рав¬
нина
 Озерно-ледниковая  аллю¬
виальная,  долинно-зандровая
равнина
 Моренная  холмисто-грядо¬
вая  возвышенность
 Моренно-эрозионная  воз¬
вышенность
 3
 Беломорско-Кулойский.  —
4  (1)3
 Белозерский.  —
4  (2).  1
 Онежско-Сухонский.  —
4  (2).  2
 Коношско-Няндомский.  —
4  (2).  3
 Сухоно-Вожский.  —
4  (3).  1
 Северодвинский.  —
4  (3).  2
 Двинско-Югский.  —
4  (3).  3
 Двинско-Мезенский.  —
4  (3).  4
 L
 Г.
 1.
 I.
 I.
 L
 I.
 I.
 !
 Онежско-Бело-
зерская.  —
 /.  4  (2)
 Двинско-Ме¬
зенская.  —
 I.  4  (3)
 i

37
 150-200
 160-200
 200—230
 230-270
 200-270
 300-463
 250-330
 200—250
 30—50
 30-50
 40-60
 50—70
 100-150
 100-200
 100-150
 100-150
 Плоскохолмистая  водно¬
ледниковая]  и  моренная  рав¬
нина
 Моренно-эрозионная  хол¬
мисто-грядовая  равнина
 Моренно-эрозионная  воз¬
вышенность
 Моренно-эрозионная  воз¬
вышенность
 Останцово-денудационные
гряды  Косьминского,  Тиман-
ского  и  Чайцинского  Камней
 Останцово-денудационные
массивы  и  гряды  Четласско-
го  Камня,  Вымско-Вольской
гряды
 Останцово-грядовые  воз¬
вышенности  Очьпарма  и  Же-
жимпарма,  Немская  возвы¬
шенность
 Останцово-грядовая  возвы¬
шенность  Канин  Камень
 Вымский.  —  /.  4  (3).  5
 Северный  Окраинный.  —
 4  (4).  1
 Западный  Североуваль-
сий.  -1.4  (4).  2
 Восточный  Североуваль-
сий.  —  L  4  (4).  3
 Северотиманский.  —
 5.  1
 Среднетиманский.  —
5.  2
 Южнотиманский.  —
 5.  3
 Канинский.  —
5.  4
 /.
 CF
 CI
 /.
 /.
 /.
 /.
 Североуваль-
ская.  —  /.  4  (4)
 Тиманская.  —
5
 I.

CM
 'о
 3
 ai
 о
 О
 л
 38
 6
 100—160
 До  50
 160-180
 120—160
 200—250
 150-200
 200-230
 5
 30-70
 10-20
 50-70
 30—50
 5Q—70
 20-40
 50—150
 4
 Грядово-холмистая,  ледни¬
ково-аккумулятивная  равни¬
на
 Аллювиально-морская  рав¬
нина
 Холмисто-грядовая  ледни¬
ковая  равнина
 Террасированная  морская
и  озерно-аллювиальная  *рав-
нина
 Моренно-эрозионные  воз¬
вышенности
 Ледниковая,  озерно-ледни¬
ковая  и  аллювиальная  рав¬
нина
 Долинно-грядовый
 3
 Малоземельский.  —
/.  6  (1).  1
 Нижнепечорский.  —
I..6  (1).  2
 1
 Большеземельский.  —
I.  6  (1).  3
 Среднепечорский.  —
/.  6  (2).  1
 Восточнопритиманский.  —
/.  6  (2).  2
 Верхнепечорский.—
L  6  (1).  1
 Усинский.  —
/.  6  (3).  2
 1  2
 Северопечор¬
ская.  —
 /.  6  (1)
 Южнопечор¬
ская.  —
 /:  6  (2)
 Предураль-
ская.  —
 /.  6  (3)
 1
 Печорская.  —
/.  6

никовые  формы  разной  степени  выраженности  и  последующего
преобразования  под  воздействием  экзогенных  процессов.  Геомор¬
фологическое  единство  области  в  большей  степени  определяется
морфоструктурными  особенностями  территории.  Для  нее  харак¬
терна  обусловленная  тектоникой  ориентировка  положительных
и  отрицательных  форм  в  двух  взаимно  перпендикулярных  —  севе¬
ро-западном  и  северо-восточном  направлениях.  Это  подчеркива¬
ется  широкими  полосами  долинно-зандровых  и  озерных  пониже¬
ний,  а  также  гидрографической  сетью.  Область  разделяется  на
четыре  подобласти.
 Привело  морская  подобласть  —  низменная  равнина  на  снижен¬
ном  моноклиналы-ю-пластовом  основании  из  верхнепалеозойских
и  триасовых  отложений.  Рельеф  сформировался  под  воздействием
морской  и  ледниковой  аккумуляции.  Подобласть  почти  полно¬
стью  (за  исключением  возвышенных  участков)  была  перекрыта
бореальной  трансгрессией  и  полностью  валдайским  ледниковым
покровом.  В  рельефе  преобладают  плоскохолмистые  моренные
поверхности  с  островами  холмисто-грядовых  моренно-камовых
форм.  Широко  распространены  зандровые  и  особенно  ледни¬
ково-озерные  равнины.  К  побережью  приурочены  морские  терра¬
сированные  равнины  поздне-  и  послеледникового  возраста.  Среди
низин  выступают  средневысотные  плато  на  возвышенном  моно¬
клинально-пластовом  основании  из  карбонатных  пород  каменно¬
угольного  и  пермского  возраста.  Подобласть  разделяется  на  три
района.
 Онежско-Белозерская  подобласть  —  моренные  холмисто-гря¬
довые  возвышенности,  сформировавшиеся  при  отступании  одно¬
именной  лопасти  валдайского  ледникового  покрова  на  приподня¬
том  моноклиналы-ю-пластовом  основании  из  каменноугольных
и  пермских  отложений.  Разделяется  на  три  района.
 Двинско-Мезенская  подобласть  с  расчлененным  эрозией  мо¬
ренно-равнинным  и  холмисто-грядовым  моренно-'камовым  рель¬
ефом,  созданным  во  время  московского  и  частично  валдайского
оледенений  на  моноклинально-пластовом  цоколе  высотой  до
200  м>из  мезозойских  отложений  северной  части  Московской  си-
неклизы  и  Предтиманского  прогиба.  Разделяется  на  пять  райо¬
нов.
 Североувальская  подобласть  (абс.  высота  200—270  м)  —  плос¬
коволнистый  моренно-эрозионный  рельеф  на  инверсионном  пла-
стово-денудационном  цоколе  из  пермских  и  мезозойских  отложе¬
ний  центральной  части  Московской  синеклизы.  Вдоль  северной
окраины  Увалов  и  в  западной  части  их  прослеживается  сильно
размытый  холмисто-грядовый  рельеф,  сформировавшийся  в  крае¬
вой  зоне  юго-восточной  периферии  московского  ледникового  по¬
крова.  В  остальной  части  подобласти  преобладает  эрозионный
рельеф,  сильно  расчлененный  долинно-балочной,  местами  овраж¬
ной  сетью,  с  маломощным  чехлом  днепровской  морены.  Здесь
выделяются  три  района.
 39

Область  Тиманского  кряжа.  Она  охватывает  сильно  денуди-
рованное  краевое  поднятие  внешней  зоны  Тимано-Печорской  ри-
фёйской  геосинклинали  с  резко  выраженными  структурно-дену¬
дационными  формами  и  элементами  рельефа.  Область  разделя¬
ется  на  четыре  района.
 Область  Печорской  низменности.  Она  приурочена  к  Печорской
синеклизе,  характеризующейся  глубоко  опущенным  рифейским
фундаментом.  Рельеф  области  морского,  ледникового,  водно-лед¬
никового,  проблематичного  ледово-морского  и  речного  происхож¬
дения,  формировавшийся  в  условиях  значительных  новейших
опусканий  и  относительно  более  слабых  поднятий.  Область  по¬
крывалась  ледниками,  распространявшимися  из  Новоземельского
и  Баренцевоморского  центров.  В  ней  выделяются  три  подобласти.
 Северопечорская  подобласть  включает  Малоземельную
и  Большеземельскую  тундры,  покрывавшиеся  ледником  во  вре¬
мя  валдайского  оледенения.  Придолинные  понижения  нижней  Пе¬
чоры  до  устья  Цильмы  и  Колвы,  согласно  А.  С.  Лаврову,  были
заняты  ледниковыми  лопастями.  Рельеф  ледниково-аккумулятив¬
ный,  плосковолнистый  и  грядово-холмистый,  высотой  от  160  до
246  м.  Холмы  и  гряды  разделены  замкнутыми  и  ложбинообраз¬
ными  понижениями,  занятыми  озерами  и  болотами.  Широко
развиты  формы  мерзлотного  происхождения.  Подобласть  делится
на  три  района.
 Южнопечорская  подобласть  (Восточное  Притиманье)  занята
массивами  эрозионных  возвышенностей,  слабо  приподнятыми  над
окружающими  плоскими  заболоченными  понижениями.  Она  отве¬
чает  восточному  крылу  Тимана  и  отдельным  положительным  тек¬
тоническим  структурам.  В  понижениях  преобладают  формы,  соз¬
данные  в  результате  деятельности  плотинных  озер  и  потоков
талых  вод  времени  московского  оледенения.  На  возвышенностях
встречаются  моренно-камовые  холмисто-грядовые  формы.  Подоб¬
ласть  делится  на  два  района.
 Подобласть  Предуральских  низменностей  и  грядовых  форм
располагается  на  Предуральском  краевом  прогибе  с  прямыми
антиклинальными  и  синклинальными  формами  —  грядами  (гряда
Чернышева  и  др.)  и  межгрядовыми  понижениями.  Она  разделя¬
ется  на  два  района.
 Среднерусская  провинция
 Среднерусская  провинция  как  крупный  геоморфологический
регион  характеризуется  закономерным  сочетанием  эрозионно¬
денудационных  пластовых  и  моноклинально-пластовых  возвышен¬
ностей  и  аккумулятивных  низменностей,  вытянутых  преимущест¬
венно  в  меридиональном  и  субмеридиональном  направлениях.
Эта  особенность  провинции  обусловлена  чередованием  волн  но¬
вейших  поднятий  и  относительных  опусканий.  Провинция  облада¬
ет  четко  выраженным  морфоструктурным  единством.  Ее  рельеф
образовался  на  длительно  развивавшихся  Украинской,  Воронеж¬
 40

ской  и  Волго-Камской  антеклизах,  корни  которых  уходят  в  позд¬
ний  протерозой,  время  заложения  Сарматской  и  Волго-Камской
возвышенностей-щитов.  Попытка  объединить  возвышенности
и  низменности  в  две  самостоятельные  провинции,  как  это  сдела¬
ла  М.  В.  Карандеева  (1957),  встречает  затруднения,  так  как  от¬
дельные  возвышенности  и  низменности  глубоко  разобщены,  по¬
этому  они  не  обладают  требуемым  для  целостного  региона  един¬
ством  территории.  Провинция  разделяется  на  восемь  областей.
 Область  Украинской  возвышенности.  Она  впервые  выделена
М.  В.  Карандеевой.  В  геоструктурном  отношении  отвечает  Укра¬
инской  антеклизе  —  ее  сводовой  части  (Украинскому  кристалли¬
ческому  массиву)  и  юго-западному  крылу  с  комплексом  палео¬
зойских,  мезозойских  и  кайнозойских  отложений  (Волыно-Подоль-
•ской  плите).  К  данной  области  относится  также  Предкарпатский
прогиб,  который  в  новейшее  время  вместе  с  Волыно-Подольской
плитой  испытал  поднятия  и  по  своему  рельефу  имеет  больше
общего  с  платформенной  частью  области,  чем  с  Карпатской
складчатой  зоной.  Рельеф  области  эрозионный  долинно-балочный,
местами  овражный,  с  сохранившимися  на  междуречьях  реликта¬
ми  древних  (неогеновых)  поверхностей  денудационного  и  аккуму¬
лятивного  происхождения.  Широко  распространен  лёссовый  по¬
кров.  Она  разделяется  на  пять  подобластей.
 Волыно-Подольская  подобласть  —  инверсионная  пластово-дену¬
дационная  возвышенность.  Возвышенность  образована  в  резуль¬
тате  инверсионных  плиоцен-четвертичных  поднятий  глубокопо-
груженного  юго-западного  крыла  Украинской  синеклизы,  в  том
числе  Львовской  мульды.  На  междуречьях  сохранились  реликты
сильно  расчлененных  неогеновых  поверхностей  денудационных
и  аккумулятивных,  в  основном  связанных  с  тортоно-сарматской
трансгрессией.  Подобласть  разделена  на  четыре  района.
 Предкарпатская  подобласть  —  возвышенная  денудационно-ак¬
кумулятивная  равнина  на  миоценовом  пластовом  основании  Пред-
карпатского  краевого  прогиба.  На  равнине  выделяется  серия
верхнеплиоценовых  и  четвертичных  террас  и  аллювиально-пролю-
виальных  конусов  выноса  карпатских  рек.  Встречаются  формы
гипсово-ангидритового  карста.
 Приднепровская  подобласть  —  эрозионно-денудационная  плас¬
тово-цокольная  возвышенность  на  размытом  пластово-цокольном
основании  Украинского  кристаллического  щита.  Разделяется  на
три  района.
 Запорожско-Приазовская  подобласть  —  средневысотная  и  воз¬
вышенная  пластово-цокольная  и  цокольная  равнина  на  размытом
неогеновом  и  кристаллическом  основании  Азовского  массива.
Разделяется  на  два  района.
 Бессарабская  подобласть  инверсионной  возвышенности  на  при¬
поднятом  моноклиналы-ю-пластовом  неогеновом  основании.  Де¬
лится  на  два  района.
 Область  Приднепровско-Припятской  низменности.  В  основном
соответствует  унаследованной  Приднепровской  низменности  на
 41

Днепровско-Донецкой  синеклизе.  Окраинные  северная  и  западная
части  области  простираются  также  на  северную  оконечность  Ук¬
раинского  щита,  на  южные  крылья  Воронежской  и  Белорусско-
Литовской  антеклиз  и  разделяющую  их  Жлобиискую  седловину.
Все  они  испытали  тектонические  погружения  в  мезо-  и  кайнозое.
Геоморфологическое  единство  территории  обусловлено  главным
образом  ее  новейшей  историей.  Область  почти  полностью  покры¬
валась  днепровским  ледником,  а  на  северо-западе  частично
и  московским.  В  рельефе  господствуют  моренные  и  зандрово-
аллювиальные  террасированные  низменные  равнины  (полесья),
а  на  юге  и  лёссовые  равнины,  расчлененные  эрозией.  В  области
выделяются  три  подобласти.
 Подобласть  Припятского  полесья  —  аллювиалы-ю-зандровая
террасированная  низменная  равнина  с  островами  моренно-камо-
вых  всхолмлений  по  периферии  окского,  днепровского  и  москов¬
ского  оледенений.  В  структурном  отношении  это  северная  око¬
нечность  Украинского  щита,  южный  склон  Белорусско-Литовской
антеклизы  и  Полесская  седловина  между  ними  с  прилегающими
с  востока  и  запада  Припятским  прогибом  и  Брестской  впадиной.
Единство  территории  подчеркивается  зонами  разломов  по  север¬
ной  и  южной  окраинам  низменности,  по  которым  происходили
опускания  территории  под  уровень  позднемезозойских  и  палеоге¬
новых  морей.  Разделяется  на  пять  районов.
 Подобласть  Среднеднепровско-Деснинского  полесья  —  зандро-
во-аллювиальная  плоская  и  плосковолнистая  террасированная
низменная  равнина  с  островами  моренных  гряд  и  всхолмлений,
а  также  возвышенные  лёссовые  плато,  расчлененные  овражно-ба¬
лочной  сетью.  Охватывает  северную  часть  Днепровско-Донецкой
синеклизы,  южное  крыло  Белорусско-Литовской  и  Воронежской
антеклиз  и  Жлобиискую  седловину  между  ними.  Отвечает  пря¬
мой  наложенной  морфоструктуре  на  Деснинской  мезокайнозой-
ской  впадине.  Разделяется  на  три  района.
 Приднепровская  подобласть  —  унаследованная  прямая  аллю¬
виально-террасовая  низменность  на  палеогеновых  и  неогеновых
отложениях  Днепровско-Донецкой  синеклизы.  Перекрывалась
днепровским  ледниковым  языком,  от  которого  сохранился  сильно
размытый  чехол  морены,  перекрытый  водно-ледниковыми,  аллю¬
виальными  и  лёссовыми  отложениями.  Разделяется  на  два  рай¬
она.
 Область  Среднерусская  возвышенность.  Она  занимает  цент¬
ральное  положение  в  южной  внеледниковой  половине  Русской
равнины,  отличается  единством  морфоструктурного  плана.  Ей
отвечает  выделенная  Г.  И.  Раскатовым  новейшая  мегаструкту¬
ра—  Среднерусская  антеклиза,  сформировавшаяся  на  древней
Воронежской  антеклизе  и  приподнятом  южном  крыле  Москов¬
ской  синеклизы.  На  междуречьях  под  чехлом  четвертичных,  пре¬
имущественно  лёссовых  отложений  сохранились  реликты  неогено¬
вого  денудационно-аккумулятивного  рельефа,  сильно  измененные
последующими  процессами.
 42

Северная  и  восточная  периферии  возвышенности  в  среднем
плейстоцене  подвергались  оледенению,  но  в  настоящее  время
результаты  его  воздействия  на  земную  поверхность  малозамет¬
ны,  рельеф  повсеместно  эрозионный  долинно-балочно-овражный.
В  области  выделены  три  подобласти.
 Орловско-Тульская  подобласть  охватывает  северную  часть  воз¬
вышенности.  Сформировалась  она  на  палеоздйско1М_,.Ж,_Ж3030Й:
ском  моноклинально-пластовом  основании  северного  крыла  Во¬
ронежской  антёклизы  и  южного 	крыла 	Московской  синеклизы.
 Неотектоническую  основу  составляют  поднятия  на  междуречье
верхней  Оки  и  верхнего  Дона,  ограниченные  резкими  перепадами
по  северной  и  восточной  границам.  Отвечает  зоне  денудации
в  предпалеогеновое  и  палеогеновое  время.  На  междуречьях  пред¬
положительно  сохранились  сильно  размытые  реликты  денудаци¬
онных  поверхностей  неогенового  возраста,  перекрытые  чехлом  чет¬
вертичных  отложений  разного  происхождения.  Отличается  интен¬
сивным  долинно-балочно-овражным  расчленением.  Распростране¬
ны  формы  известняково-доломитового  карста  на  девонских  и  ка¬
менноугольных  карбонатных  породах.  Разделяется  на  три  района.
 Курско-Воронежская  подобласть  центральной  части  возвышен¬
ности  характеризуется  долинно-балочным  и  овражным  рельефом
на  моноклинально-пластовом  основании  из  меловых  и  палеогено¬
вых  отложений,  проектирующихся  на  сводовую  часть  и  на  юго-
западное  крыло  Воронежской  антеклизы.  Неотектоническая  осно¬
ва  рельефа  —  Курское  поднятие  и  его  окружение  в  виде  струк¬
турных  террас  и  поднятий  более  мелкого  ранга.  На  междуречьях
сохранились  реликты  сильно  размытых  денудационно-аккумуля¬
тивных  поверхностей  неогенового  возраста.  Характерны  асиммет¬
ричные  формы  долин  и  междуречий,  структурно-денудационные
элементы  рельефа,  бронированные  мезозойскими  и  палеогеновы¬
ми  породами  разной  стойкости  против  агентов  выветривания
и  денудации.  Разделяется  на  три  района.
 Калачско-Россошанская  подобласть  юго-восточной  части  Сред¬
нерусской  возвышенности  располагается  в  пределах  юго-восточной
периклинали  и  южного  крыла  Воронежской  антеклизы.  Отлича¬
ется  интенсивно  расчлененным  холмисто-увалистым  долинно¬
балочным  и  овражным  рельефом  на  породах  мел-палеогеновой
моноклинали,  частично  перекрытых  мореной  днепровского  оледе¬
нения.  Разделяется  на  три  района.
 Область  Донецкого  кряжа.  Она  значительно  уступает  другим
областям  Русской  равнины  (за  небольшим  исключением)  по  раз¬
мерам.  Ранее  она  рассматривалась  в  ранге  подобласти  Средне¬
русско-Донецкой  области  (Спиридонов,  1969).
 Геоморфологическое  своеобразие  региона  и  единство  обуслов¬
лены  пенепленизацией  внутриплатформенного  герцинского  склад¬
чатого  сооружения,  последующими  складчато-глыбовыми  движе¬
ниями,  неравномерными  поднятиями  и  повторным  расчленением
рельефа  в  новейшее  время.  Разделяется  на  два  района.
 43

Область  Волжско-Окско-Донской  равнины.  Занята  моренными
и  аллювиально-зандровыми  равнинами,  сформировавшимися  на
периферии  юго-восточной  части  днепровского  и  московского  оле¬
денений,  на  размытых  и  относительно  опущенных  в  новейшее
время  палеозойских,  мезозойских  и  неогеновых  отложениях.
В  структурно-геологическом  отношении  соответствует  южному
крылу  Воронежской  антеклизы  и  Пачелмскому  (Рязанско-Сара¬
товскому)  прогибу  (авлакогену).  Разделяется  на  три  подобласти.
 Подобласть  Средневолжской  левобережной  низменности  распо¬
ложена  в  периферической  зоне  днепровского  оледенения,  харак¬
теризуется  террасированным  зандрово-аллювиальным  придолин-
ным  рельефом,  плосковолнистым  моренным  и  эрозионным  релье¬
фом  приводораздельных  поверхностей.  Основанием  четвертичного
покрова  служат  сильно  размытые  пермские  и  триасовые  отложе¬
ния  юго-восточного  крыла  Московской  синеклизы.  В  подобласти
выделяются  три  района.
 Подобласть  Волжско-Окской  низменности  находится  на  размы¬
тых  палеозойских  и  мезозойских  отложениях  южного  крыла  Мос¬
ковской  синеклизы,  осложненного  структурами  II  порядка  с  пря¬
мым  выражением  в  рельефе.  Здесь  господствуют  плоские  терра¬
сированные  зандрово-аллювиальные  равнины,  созданные  талыми
водами  днепровского  и  московского  ледниковых  покровов,  и  раз¬
мытые  останцы  плоскохолмистой  моренной  равины,  сформиро¬
ванной  во  время  днепровского  оледенения.  Подобласть  разделя¬
ется  на  три  района.
 Подобласть  Окско-Донской  низменности  во  время  максималь¬
ного  оледенения  была  занята  Донским  ледниковым  языком.  Для
нее  характерен  расчлененный  моренный  и  плоскоравнинный  тер¬
расированный  зандрово-аллюви'аль'ный  рельеф  на  погребенной  те-
расированной  аллювиально-морской  равнине  неогенового  возрас¬
та.  Морфоструктурное  единство  подобласти  обусловлено  новей¬
шим  относительным  прогибанием  северо-восточного  крыла  Воро¬
нежской  антеклизы.  Она  разделяется  на  три  района.
 Область  Приволжской  возвышенности  и  Ергеней.  Она  харак¬
теризуется  эрозионно-денудационным  пластово-моноклинальным
ярусным  рельефом,  выработанным  в  верхнепалеозойских,  мезо¬
зойских  и  кайнозойских  отложениях  Ульяновско-Саратовской  си¬
неклизы  и  других  структур,  наложенных  на  Токмовский  свод,  Па-
челмский  прогиб  и  восточное  крыло  (моноклиналь)  Воронежской
антеклизы.  По  отношению  к  Ульяновско-Саратовской  синеклизе
осн  ав-н  а  я  ч  асть  Приволжской  в  оз©ыш  ен  ноети  я  в  ляется  m  вереи  -
онной.  Многочисленные  морфоструктуры  более  мелких  порядков
преимущественно  прямые,  реже  инверсионные.  Геоморфологиче¬
ское  единство  территории  обусловлено  новейшими  поднятиями,
выделившими  возвышенность  среди  областей  относительного  про¬
гибания  на  западе  (Окско-Донская  низменность)  и  на  востоке
(Низкое  Заволжье  и  Прикаспийская  низменность).  Область  раз¬
деляется  на  четыре  подобласти.
 44

Подобласть  Горьковско-Казанского  (северного)  Приволжья
с  эрозионно-денудационным  инверсионным  пластово-монокли¬
нальным  рельефом  расположена  на  полого  наклоненных  к  югу
пермских,  юрских  и  меловых  отложениях  северного  крыла  Улья¬
новско-Саратовской  синеклизы.  На  междуречьях  широко  развита
плиоценовая  поверхность  денудационного  выравнивания  вы¬
сотой  180—240  ‘м.  Распространены  формы  известняково-доломи¬
тового  и  гипсово-ангидритового  карста.  Разделяется  на  два  рай¬
она.
 Ульяновско-Куйбышевская  подобласть  средней  части  Приволж¬
ской  возвышенности  характеризуется  инверсионным  эрозионно¬
денудационным  пластово-моноклинальным  рельефом  на  преиму¬
щественно  меловых  и  палеогеновых  отложениях  средней  части
Ульяновско-Саратовской  синеклизы,  в  основном  прямыми  форма¬
ми  на  локальных  структурах  и  валах  (Жигулевские  горы  и  др.).
Рельеф  денудационно-ярусный,  обусловленный  особенностями
режима  новейшей  тектоники  и  структурно-литологическими  фак¬
торами.  Выделяются  две  широко  распространенные  поверхности
денудационного  выравнивания: 	миоценовая  и  плиоценовая.
 В  подобласти  выделяются  три  района.
 Подобласть  Саратовско-Волгоградской  (южной)  части  При¬
волжской  возвышенности  преимущественно  с  прямым  эрозионно¬
денудационным  рельефом  расположена  на  восточном  крыле  Во¬
ронежской  антеклизы,  осложненном  морфоструктурами  II  и  III
порядков  на  флексурах,  куполах  и  валах.  Разделяется  на  два
района.
 Подобласть  Ергенинской  возвышенности  с  эрозионным  долин¬
но-балочным  рельефом  и  сохранившимися  на  междуречьях  релик¬
тами  аллювиально-дельтовой  поверхности,  сложенной  мощными
аллювиально-дельтовыми  песками  ранне-  и  среднеплиоценового
возраста,  была  выделена  неравномерными  тектоническими  дви¬
жениями  позднего  плиоцена  и  плейстоцена,  опусканиями  Прикас¬
пийской  низменности  на  востоке,  Манычской  впадины  на  юге  и  вре¬
занием  долины  Нижнего  Дона  на  западе.  Она  разделяется  на  два
района.
 Область  Низкого  Заволжья.  Она  приурочена  к  плиоцен-чет-
вертичному  прогибу  (Обедиентова,  1977).  Структура  области
осложнена  глубокой  долиной  среднеплиоценовой  палео-Волги,
выполненной  мощными  морскими  и  аллювиально-озерными  отло¬
жениями  верхнего  плиоцена.  Местами  сохранились  реликты  пер¬
вичной  аллювиально-морской  аккумулятивной  поверхности,  рас¬
члененной  широкими  пологосклонными  долинами  и  балками  на
отдельные  увалистые  формы.  Вдоль  левобережья  Волги  просле¬
живаются  широкие  речные  террасы  четвертичного  возраста  отно¬
сительной  высотой  до  80  м.  Область  разделяется  на  три
района.
 Область  Высокого  Заволжья.  Рельеф  области  отличается  рас¬
пространением  эрозионно-денудационных  ярусных  пластово-мо¬
ноклинальных  возвышенностей  на  пермских,  реже  мезозойских
 45

Таблица  3.  Области  и  районы  Среднерусской  геоморфологической  провинции.—/7/
 46
 Абсолютные
высоты,  м
 б
 250-342
 200—250
 300-350,
до  470
 300—400,
до  440
 250—320
 225-250
 I  180—240
 150—200
 250—330
 Г  лубина
расчленения
рельефа,  м
 5
 50—75
 25—40
 100-150
 150-250
 75—100
 100-150
 1
 70—100
 50-70  .
 100-150
 Преобладающие  типы  рельефа
 4
 Останцово-эрозионная  возвы¬
шенность
 Денудационная  и  зандрово-
аллювиальная  равнина
 Останцово-эрозионные  грядо¬
вые  возвышенности
 Лёссово-эрозионная  возвы¬
шенность
 Лёссово-эрозионная  возвы¬
шенность
 Лёссово-эрозионное  Придне¬
провье
 Эрозионно-лёссовая  равнина
 Пластово-цокольная  лёссовая
равнина
 Интенсивнорасчлененная  цо¬
кольная  возвышенность
 Район
 з  1
 Волынский.  —  III.  1(1).  1
 Малополесский.  —  III.  1
(1).  2
 Г  ологоро-Кременец-
кий.  —  III.  1  (1).  3
 Подольский.—III.  1  (1).  4
 Казатинско-Винниц-
кий  —  III.  1  (3).  1
 Черкасско-Днепродзер¬
жинский.  —  III.  1  (3).  2
 Прибужско-Ингулец-
кий.  —  III.  1  (3).  3
 Запорожский.  —  III.  1
(4).  1
 Приазовский.  —  III.  1
(4).  2
 Подобласть
 2
 \
 Волыно-По-
дольская.  —  III.
1  (1\
 *  \  /
 Предкарпат-
ская.  —  III.  1  (2)
 Приднепровс¬
кая.  —  III.  1(3)
 Запорожско-
Приазовская.  —
 Г  ГГ  1  /А  \
 111.  1  [
 Область
 1  -1
 Украинской
возвышенности.—
ТТТ  1

47
 270-430
 220—280
 140-180
 140-170
 180-220
 230-250,
до  315
 130-190
 200-230
 120-175
 120—175
 60-100
 150-350
 100—150
 20-30
 20-40
 50-30
 50—70,
до  150
 50—70
 40—60
 30—50
 |  30-50
 20-60
 |  Интенсивнорасчлененная  воз¬
вышенность
 Неогеновая  аккумулятивно¬
дельтовая  равнина,  сильно  рас¬
члененная  эрозионной  сетью
 Зандрово-аллювиальная  рав-  |
нина
 Аллювиально-зандровая  тер¬
расированная  равнина
 Зандрово-аллювиальная  и  хол¬
мисто-моренная  равнина
 Аллювиально-зандровая  и  хол¬
мисто-моренная  равнина  с  ос¬
тровами  возвышенной  денуда¬
ционной  равнины
 Моренно-зандровая  и  аллюви¬
альная  террасированная  равнина
 Зандровая  террасированная
равнина
 Зандрово-аллювиальная  тер¬
расированная  равнина
 Аллювиально-зандровая  тер¬
расированная  равнина
 Аллювиальная  террасирован¬
ная  равнина
 Молдавский  —  III.  1  (5).  1
 Балтский.  —  III.  1  (5).  2  |
 Пинский.  —  III.  2  (1).  1
 Мозырский.—  III.  2(1).  2
 Волынский.  —  III.  2(1).  3
 Житомирский.  —  III.  2
(1).  4
 Киевский.  —  III.  2  (1).  5
 Брянский.  —  III.  2  (2).  1
 Г  омельский.—///.  2  (2).  2  !
 Черниговский.  —  III.  2
(2).  3
 Западноприднепров¬
ский.  —  III.  2  (3).  1
 Бессарабс¬
кая.—  III.  1  (5)
 Припятская.—
III.  2  (1)
 Среднедеснин-
ская.  —  III.  2  (2)
 Приднепров¬
ская.  —  III.  2  (3)
 Приднепров-
ско-Припятская.—
III.  2

48
 6
 100—200
 250-300
 200-240
 200—275
 240-280
 200-240
 240-260
 200—240
 5
 50-70
 100-125
 75-100
 100—125
 75—100
 75-100
 100—125
 100—150
 4
 Эрозионно-лёссовая  равнина
с  комплексом  погребенных  тер¬
рас  неогенового  возраста
 Возвышенность,  интенсивно
расчлененная  долинно-балочной
и  овражной  сетью
 Увалисто-холмистая  равнина,
расчлененная  овражно-балочной
сетью
 Увалисто-холмистая  равнина,
сильно  расчлененная  овражно¬
балочной  сетью
 Крупноувалистая  возвышен¬
ность,  расчлененная  долинно¬
балочной  и  овражной  сетью
 Увалистая  возвышенность
с  интенсивным  долинно-балоч¬
ным  и  относительно  слабым  ов¬
ражным  расчленением
 Эрозионная  возвышенность
с  интенсивным  долинно-балоч¬
ным  и  овражным  расчленением
 Возвышенность  с  интенсивно
расчлененным  овражно-балоч¬
ным  рельефом
 3
 Полтавский  (Восточно¬
приднепровский).  —  III.  2
(3).  2
 Елецко-Тульский.  —III.
3  (1).  1
 Верхнедонской.  —  III.  3
 О)-  2
 Приокский.  —III.  3(1).  3
 Курский.  —  III.  3  (2).  1
 Харьковский.  —  ///.  3
(2).  1
 Доно-Оскольский.—  III.
3.  (2).  3
 Калачский.  —  III.  3  (3).  1
 2
 Орловско-
Тульская  —  III.  3
 О)
 Курско-Воро¬
нежская.  —  III.  3
(2)
 Калачско-Рос-
сошанская.—III.
3(3)
 1
 Среднерус¬
ская.  —  III.  3
 Продолокение  табл.  3

'4 	1400
 49
 220-245
 150-200
 300-370
 200—240
 130-180
 150-190
 80-140
 100-170
 100—170
 100—150  1
 50-75
 150—200
 75-100
 30—50
 30—50
 20-40
 30-50
 20—40
 Грядовая  возвышенность,
сильно  расчлененная  овражно¬
балочной  сетью
 Южный  склон  Донской  гряды
с  увалистым  долинно-балочным
расчленением
 Донецкий  кряж  на  обнажен¬
ном  герцинском  складчатом
основании  с  сильно  расчленен¬
ным  грядово-холмистым  рель¬
ефом
 Денудационная  увалисто-хол¬
мистая  равнина,  сильно  расчле¬
ненная  долинно-балочной  сетью
 Моренная  и  террасированная
зандрово-аллювиальная  равни¬
на
 Плосковолнистая  моренно-
зандровая  и  эрозионная  равнина
 Аллювиальная  террасирован¬
ная  равнина
 Слабо  расчлененная,  морен¬
ная,  моренно-зандровая  и  тер¬
расированная  зандрово-аллю¬
виальная  равнина
 Террасированная  озерно-зан-
дрово-аллювиальная  равнина
 Донской.  —  III.  3  (3).  2
 Придонецкий.—III.  3
(3).  3
 Донецко-Шахтинс-
кий  —  III.  4.  I
 Дружковско-Красногор-
ский.  —  III.  4.  2
 Унженский.  —III.  5  (1).  1
 Заветлужский.  —  III.  5
 ОЬ  2
 Горьковско-Заволж¬
ский.—  III.  5  (1).  3
 Волжско-Клязьмин-
ский.  —  III.  5  (2).  1
 Мещерский.—///.  5  (2).  2
 Средневолж¬
ская.  —  III.  5  (1)
 Волжско-Окс-
кая  —  III.  5  (2)
 5
 Донецкая.  —
III.  4
 Волжско-Окс-
ко-Донская.—III.

50
 CD
 .ю
 оо
 т
 о
 ю
 О
 О-
 т
 о
 ю
 160-215
 160-200
 200-250
 200—270
 280-350
 300—375
 Ю
 о
 CD
 1
 -50
 о
 CD
 1
 о
 о
 -125
 -125
 -150
 о"
28
1  ”
 40-
 20-
 40-
 75-
 К
 75-
 О
 О
 О
 О
 о
 Моренное  плато  на  Окско-
Цнинском  валу
 Плосковолнистая  долинно-
 зандровая  и  моренно-эрозион¬
ная  равнина
 Долинно-зандровая  равнина
с  останцами  моренно-эрозион-
 ных  всхолмлений
 Террасированная  аллювиаль-  1
 но-зандровая  равнина
 Холмисто-увалистая  возвы¬
шенность  с  интенсивным  долин¬
но-балочным  расчленением
 Возвышенность,  интенсивно
расчлененная  овражно-балочной
сетью
 Центральная,  наиболее  высо¬
кая  часть  Приволжской  возвы¬
шенности  с  реликтами  древних
поверхностей  выравнивания
 Приволжский  склон  ВОЗВЫ-  I
 шенности,  интенсивно  расчле-
 ненный  долинно-балочной  сетью,
а  ближе  к  Волге  также  оврагами
 1
 1
 СО
 Окско-Клязьминский.  •
III.  5  (2).  3
 Окско-Воронежский.  -
III.  5  (3).  I
 Цнинско-Мокшин-.
ский.  III.  5  (3).  2
 Доно-Хопровский.  —
III.  5  (3).  2
 Сурско-Пьяновский.  -
III.  6  (1).  1
 Сурско-Свияжский
(Чувашский).  —  III.  6  (I)
 Верхнесурский.  —  III.
(2).  I
 Ульяновско-Сызрйнс-
кий.  —  ///.  6  (2).  2
 CN
 Окско-Донс¬
кая.  —  III.  5  (3)
 1  ^
 о  I  •
 *  1
и  .
ю  к
 О  cd
Ui
J3  о
 Он  Ж
 О  ^  *-4
г  со  ^
 1-4  Cd
 Ульяновско-
Куйбышевская.
III.  6  (2)
 -
 Приволжской
возвышенности
и  Ергеней.  —III.
 Продолжение  табл.  3

51
 200-290
 300—358
 170-240
 180-220
 170-200
 160—190
 75-125
 150—250
 100-125
 75-100
 75-100
 50—80
 Западный  склон  возвышен¬
ности  с  эрозионным  долинно¬
овражным  расчленением  с  пря¬
мым  выражением  в  рельефе
Керненско-Чембарских,  Сурско-
Мокшинских  и  других  текто¬
нических  поднятий
 Интенсивно  расчлененная  во¬
звышенность  с  прямыми,  реже
инверсионными  формами  на  Са¬
ратовских  палеозойско-мезозой¬
ских  дислокациях
 Относительно  сниженный,
эрозионно-денудационный  рель¬
еф  на  Доно-Медведицком  валу
с  характерной  продольной  ори¬
ентировкой  водораздельных
(грядовых)  и  долинных  форм
 Сальско-Манычская  гряда
с  крутым,  сильно  расчлененным
южным  склоном,  пологим  —
северным
 Меридионально  ориентиро¬
ванная  возвышенность  с  корот¬
ким  расчлененным  восточным
склоном,  с  западным  —  длин¬
ным  и  пологим
 Аллювиально-эрозионная  рав¬
нина  на  Мелекесской  тектони¬
ческой  впадине
 6
 Пензенско-Саран¬
ский.—  III.  6  (2).  3
 Саратовский.  —  III.
(3).  I
 Доно-Медведицкий.
III.  6  (3).  2
 Южноергенинский.  -
III.  6  (4).  1
 Североергенинский.
III.  6  (4).  2
 Ульяновское  Завол
жье.  —  III.  7.  1
 Саратовско-
Волгоградская.—
III.  6  (3)
 .
 Ергенинская.  —
III.  6  (4)
 7
 Низкого  За¬
волжья.  —  III.

52
 6
 140-160
 100—130
 \
 200-250
 250-340
 250-320
 5
 50-80
 40-60
 125—150
 100-150
 100—125
 4
 Аллювиально-эрозионная  рав¬
нина  на  юго-восточном  крыле
Жигулевско-Пугачевского  тек¬
тонического  свода
 Сыртовая  равнина,  расчле¬
ненная  долинно-балочной  сетью
на  отдельные  пологоувалистые
формы  (сырты),  сложенные
сыртовыми  глинами
 Эрозионно-денудационная
 возвышенность
 Эрозионно-денудационная  ос¬
таточно-инверсионная  возвы¬
шенность  на  Вятско-Камской
тектонической  впадине
 Интенсивно  расчлененная  ин¬
версионная  возвышенность  на
Верхнекамской.впадине
 3
 Сызранское  Завол¬
жье.—III.  7.  2
 Саратовское  Завол¬
жье.—  III.  7.  3
 Нижневятский.  —  III.  8
(2).  I
 Верхнекамский.  —  III.
8  (2).  2
 Среднекамский.  —  III.
8.  (2).  3
 2
 Вятского  У  ва¬
ла.—///.  8  (1)
 Вятско-Кам¬
ская.  —  III.  8  (2)
 1
 Высокого  За¬
волжья.  —  III.  8
 Продолжение  табл.  3

53
 100-200
 200—250
 400-500
 300-400
 300-400
 200-280
 400-480
 40-60
 75—100
 250-300
 1
 150-200
 180-200
 75-100
 200—300
 Аллювиально-зандровая
и  озерная  террасированная
равнина
 Террасированная  зандрово-
аллювиальная  и  озерная  рав¬
нина
 Интенсивно  расчлененное
плато  в  пределах  вершинной
части  Уфимского  свода
 Сильно  расчлененная  возвы¬
шенность  на  западном  крыле
Уфимского  свода
 Инверсионная  эрозионная  воз¬
вышенность  Предуральского
прогиба
 Эрозионная  депрессия  с  ши¬
рокими  террасированными  от¬
резками  долин  Белой,  Уфы
и  Камы
 Сильно  расчлененная  плато¬
образная  возвышенность  в  пре¬
делах  наиболее  приподнятой
в  новейшее  время  юго-восточ-
i  ной  части  Шкаповско-Ромаш-
кинского  свода
 Be  рхне  вятский.  —  III.
8  (2).  4
 Березниковский.  —  III.
8(2).  5
 Уфимский.  —  III.  8  (3)  1
 Бельско-Камский.  —  III
8  (3).  2
 Айско-Сылвинский.  —
III.  8  (3).  3
 Камско-Бельский.  —
III.  8  (3).  4
 Белебеевский.  —  III.  8
(4).  1
 Уфимско-
Пермская.  —  III.
8.  (3)
 Бугульминско-
Белебеевская.  —
III.  8  (4)

54
 6
 250—380
 240-320
 300-400
 220—300
 5
 200—250
 150-200
 150—200
 100-150
 4
 Возвышенность  на  менее
приподнятой  в  новейшее  время
северо-западной  части  Шка-
повско-Ромашкинского  свода
 Юго-западная  часть  Бугуль-
минско-Белебеевской  возвы¬
шенности,  включающая  сильно
расчлененные  эрозией  Сокские
яры,  Кинельские  яры,  соответ¬
ствующие  валам  юго-западного
простирания  (Сокско-Шешмин-
ские  поднятия)
 Эрозионно-денудационные
 плато
 Инверсионная  водораздель¬
ная  возвышенность
 3
 Бугульминский.  —  III.
8  (4).  2
 Сокско-Кинельский.  —
III.  8  (4).  3
 Самарско-Салмышин-
ский.  —  ///.  8  (5).  1
 Бузулукско-Ураль-
ский.  —  III.  8  (5).  2
 2
 Общего  Сыр¬
та.—  III.  8  (5)
 1
 Продолжение  табл.  3

отложениях  Волжско-Камской  (Волго-Уральской)  антеклизы.
Преобладают  прямые  соотношения  рельефа  и  структуры,  но
встречаются  и  формы  обращенного  рельефа.  Выделяется  несколь¬
ко  ярусов  поверхностей  денудационного  выравнивания  —  плиоце¬
нового,  миоценового,  возможно  палеогенового  и  мезозойского  воз¬
раста.  Характерны  многочисленные  структурно-денудационные
формы  и  элементы  рельефа,  бронированные  прочными  породами
перми.  Область  разделяется  на  четыре  подобласти.
 Подобласть  Вятского  Увала  (200—250  м,  до  284  м  абс.)  рас¬
положена  на  Вятском  верхнепалеозойском  вале  с  глубоким  (до
100  м)  эрозионным  расчленением,  с  формами  язвестняково-доло-
матового  и  гипсово-ангидритового  карста.
 Вятско-Камская  подобласть  —  остаточные  неотектонически  от¬
носительно  мало  активные  денудационные  возвышенности  на
верхнепермских  и  мезозойских  отложениях  сводовой  части  и  се¬
веро-западного  крыла  Волжско-Камокой  антеклизы  в  пределах
Камского,  северной  части  Татарского  и  южной  части  Немско-
Лойненского  сводов.  Границы  подобласти  хорошо  очерчены  на
западе  Вятскими  поднятиями,  на  севере,  востоке  и  юге  —  Вятско-
Камокими  придолинными  понижениями.  Она  разделяется  на  пять
районов.
 Уфимско-Пермская  подобласть  —  неотектонические  эрозионно-
денудационные  возвышенности,  сложенные  пермскими  отложе¬
ниями  Уфимского  свода,  Камской  впадины  и  Предуральского
прогиба.  Преобладают  прямые  соотношения  рельефа  и  структу¬
ры,  но  встречаются  и  формы  инверсионного  и  переходного  типа.
Характерны  реликты  сильно  расчлененных  поверхностей  вырав¬
нивания,  образующих  два-три  уровня  плиоценового,  миоценового
и  возможно  палеогеново-позднемезозойского  возраста.  Широко
развиты  формы  известняково-доломитового  и  гипсово-ангидрито¬
вого  карста,  структурно-денудационные  формы  и  элементы  релье¬
фа,  бронированные  прочными  коренными  ~  породами.  Подобласть
разделяется  на  четыре  района.
 Подобласть  Бугульминско-Белебеевской  эрозионно-денудаци-
онной  пластово-моноклинальной  возвышенности  сложена  пермски¬
ми  отложениями  Шкаповско-Ромашкинского  свода  (южной  части
Татарского  свода).  Характеризуется  прямыми  соотношениями
рельефа  и  структуры.  Хорошо  выражены  два  основных  уровня
поверхностей  денудационного  выравнивания  —  миоценового  (350—
450  м)  и  плиоценового  (250—300  м),  .подчеркнутые  бронирующи¬
ми  пластами  пермских  пород.  Встречаются  формы  известняково¬
доломитового  и  гипсово-ангидритового  карста.  Разделяется  на
три  района.
 Подобласть  водораздельной  Волго-Уральской  возвышенности
Общего  Сырта  сложена  пермоким'и  и  мезозойскими  отложениями
и  тектонически  соответствует  общесыртскому  новейшему  сводо¬
вому  поднятию  с  прямыми  и  обратными  соотношениями  рельефа
и  древних  геологических  структур.  Преобладает  эрозионно-дену-
 55

дационный  рельеф  с  сохранившимися  на  водоразделах  реликта¬
ми  миоценовой  (палеогеновой?)  и  плиоценовой  поверхностей  де¬
нудационного  выравнивания,  с  хорошо  развитыми  ступенчатыми
структурно-денудационными  формами,  бронированными  прочны¬
ми  коренными  породами.  Разделяется  на  два  района  (табл.  3).
 Южнорусская  провинция
 Южнорусская  провинция  охватывает  ряд  низменных  равнин,
в  значительной  части  затопленных  водами  Черного,  Азовского
и  Каспийского  морей.  Континентальная  часть  провинции  в  новей¬
шее  время  испытала  погружения  и  относительно  слабые  подня¬
тия.  Характерно  широкое  развитие  форм  морской  абразии  и  ак¬
кумуляции  с  подчиненными  эрозионно-аккумулятивными  и  арид¬
но-денудационными  формами.  Провинция  отвечает  зоне  отрица¬
тельных  структур  (синеклиз)  южной  окраины  древней  Русской
платформы,  унаследоваино,  частично  инверсионно,  развившихся
в  новейшее  время.  Разделяется  на  две  подпровинции.
 АЗОВО-ЧЕРНОМОРСКАЯ  ПОДПРОВИНЦИЯ
 Азово-Черноморская  подпровинция  подразделяется  на  три
континентальные  области  и  две  подводные.
 Область  Причерноморской  низменности.  Соответствует  одно¬
именной  тектонической  впадине.  Территория  области  неоднократ¬
но  покрывалась  неогеновыми  морями,  оставившими  после  себя
плоскоравнинную  поверхность  морской  аккумуляции,  'которая
в  четвертичное  время  была  относительно  слабо  расчленена  эро¬
зией  и  перекрыта  мощными  лёссовыми  образованиями.  Разделя-'
ется  на  четыре  района.
 Приазовско-Кубанская  область.  Это  четвертичная  аллювиаль¬
ная  и  лёссовая  равнина.  В  верхнем  неогене  она  затоплялась  ап-
шеронским  морем.  Отвечает  глубоко  опущенному  южному  краю
Русской  плиты,  Скифской  плите  и  Азово-Кубанскому  прогибу
с  общими  прямыми  соотношениями  рельефа  и  структуры.  Разде¬
ляется  на  четыре  района.
 Ставропольская  область.  Она  охватывает  Ставропольскую
эрозионно-денудационную  пластово-моноклинальную  .  возвышен¬
ность,  сложенную  палеогеновыми  и  неогеновыми  отложениями.
В  структурно-геологическом  отношении  соответствует  унаследо¬
ванному  неотектоническому  поднятию  эпигерцинской  (Скифской)
платформы.  Выделяются  два  основных  уровня  денудационно-акку¬
мулятивного  выравнивания:  сарматский  и  акчагыльский.  В  ре¬
зультате  неравномерных  новейших  поднятий  они  деформированы
в  виде  свода.  Характерно  глубокое  расчленение  возвышенности
на  отдельные  водораздельные  плато  с  крутыми  ступенчатыми
склонами,  с  преимущественно  прямым  выражением  в  рельефе
локальных  антиклинальных  структур.  Разделяется  на  два
района.
 56

КАСПИЙСКАЯ  ПОДПРОВИНЦИЯ
 Каспийская  подпровинция  включает  четыре  области,  тяготею¬
щие  к  впадинам  Северного  и  Среднего  Каспия:  две  области  кон¬
тинентальные  «и  две  'подводные.  Ранее  Подуральскую  область  от¬
носили  к  Среднерусской  провинции  (Спиридонов,  1969).  Здесь
она  отнесена  к  Каспийской  подпровинции  с  ее  общей  структурной
основой  (Прикаспийской  синеклизой),  с  широко  развитыми  фор¬
мами  соляно-купольной  тектоники.  Геоморфологическое  райониро¬
вание  Каспийской  подпровинции  освещено  в  работах  Л.  Б.  Арис¬
тарховой,  О.  К.  Леонтьева,  М.  В.  Проничевой  и  др.
 Область  Прикаспийской  низменности.  Прикаспийская  низмен¬
ность  занимает  центральную  и  западную  части  Прикаспийской
тектонической  впадины  (синеклизы).  Абсолютные  высоты  низ¬
менности  от  —28  до  100  м.  В  четвертичное  время  она  испытала
обширные  трансгрессии  Каспийского  моря.  Рельеф  области  рав¬
нинный,  аккумулятивно-морского  происхождения  времени  поздне-
плейстоценовых  трансгрессий  (ранне-  и  позднехвалынских),  на
большой  площади  переработанный  флювиальными  и  эоловыми
процессами.  На  юге  простирается  в  пределы  Скифской  платфор¬
мы.  Разделяется  на  пять  подобластей.
 Терско-Сулакская  подобласть  древних  и  современных  дельто¬
вых  равнин  тектонически  соответствует  западной  части  Терско-
Каспийского  прогиба.  Разделяется  на  два  района.
 Волго-Ахтубинско-Черноземельская  подобласть  —  верхнечет'вер-
тичные  и  голоценовые  морские  аккумулятивные  равнины,  изме¬
ненные  флювиальными  и  эоловыми  процессами  в  позднечетвер-
тиччюе  ,и  голоценовое  время.  Xa.paiKTepikbie  формы  рельефа  —  так
называемые  бэровские  бугры,  вероятно,  эолового  происхождения.
Разделяется  на  три  района.
 Волго-Уралореченская  подобласть  —  верхнечетвертичная  акку¬
мулятивная  равнина  со  слабо  заметными  формами  локальных
новейших  поднятий  и  прогибов  субширотного  и  северо-западного
простирания.  Первичная  морская  равнина  местами  сильно  пере¬
работана  флювиальными  и  эоловыми  процессами.  Характерно*
широкое  распространение  форм  солянокупольной  тектоники.  Раз¬
деляется  на  три  района.
 У  рало-Эмбинская  подобласть  —  морские  верхнечетвертичиые
равнины,  существенно  переработанные  флювиальными  процесса¬
ми,  древние  дельты  и  формы,  обусловленные  соляно-купольной
тектоникой.  Разделяется  на  три  района.
 Бузачинско-Приустюртская  пустынная  подобласть  развития
морских  равнин,  эоловых  и  солончаковых  образований,  крупных
бессточных  впадин,  крупных  эрозионных  останцов,  отделенных  от
плато  Устюрт.  Разделяется  на  три  района.
 Область  Подуральского  плато.  Эуо  возвышенные  эрозионно¬
денудационные  пластово-ярусные  ра’Аины  главным  образом  на
мшокайнозойских  и  палеогеновые  отложениях  окраинной  восточ¬
ной  части  Прикаспийской  впадины  (синеклизы)  и  Предуральско-
 57

Таблица  4.  Области  и  районы  Южнорусской  геоморфологической  провинции.—IV
 58
 Абсолютные
высоты,  м
 6
 110-150
 100—140
 20—50
 50-100,
до  170
 До  120
 До  140
 До  50
 100—150
 Глубина
расчленения,  м
 5  1
 20-40
 20—50
 10-20
 20-40
 20—30
 20—70
 10-20
 40-60
 Преобладающие  типы  рельефа
 4  |
 Аккумулятивная  морская
равнина
 Прибрежно-морская  терраси¬
рованная  равнина
 Аккумулятивно-морская
и  дельтовая  равнина
 Аллювиалы-ю-пролювиальная
наклонная  равнина  с  останцами
денудационного  рельефа  на
Тарханкутском  тектоническом
поднятии
 Наклонная  террасированная
аллювиально-лёссовая  равнина,
переходящая  в  современную
дельту  Кубани
 Эрозионно-аккумулятивная
лёссовая,  равнина
 Долина  Маныча  с  комплексом
морских,  озерных  и  речных
террас
 Прибрежно-морская  терраси¬
рованная  равнина,  расчлененная
долинно-балочной  и  овражной
сетью
 Район
 3  1
 Днепровско-Бугский.—
IV  (I).  1.  1
 Дунайско-Бугский.  —
IV  (I).  1.  2
 Присивашский.  —  IV
(I).  1.  3
 Северокрымский.  —
IV  (I).  1.  4
 Кубанский.  —  IV  (I),
3.  1
 Ейско-Сальский-.  —  IV
(I).  3.  2
 Манычский.  —  IV.  (I).
3.  3
 Таганрогский.  —  IV  (I)
3.  4
 Подобласть
 .  2
 Область
 1
 Причерномор-
кая.  -  IV  (I).  1
 Приазовско-
{убанская.  —  IV
I).  3

59
 600-892
 200-350
 До  0
 0—200
 До  50
 До  50
 До  0
 о
 ю
 1
 о
 О
 О
 1
 -125
 200-
 1
 о
 о
 Наиболее  возвышенная  часть
Ставропольского  плато,  глубо-
 ко  расчлененная  эрозионной
 |  сетью
 Сниженная  часть  плато  с  от¬
носительно  более  слабым  эро-
 зионным  расчленением
 Верхнечетвертичная  и  голо¬
ценовая  общая  дельта  Терека
и  Сулака
 i
 Древняя  дельтовая  равнина,
существенно  -  переработанная
эоловыми  процессами
 Верхнечетвертичная  и  голо¬
ценовая  морская  аккумулятив¬
ная  равнина,  переработанная
флювиальными  и  эоловыми
процессами
 Морская  нижнехвалынская
равнина,  пересеченная  древни¬
ми  отмершими  притоками  Вол¬
ги
 Аллювиально-дельтовая  рав¬
нина
 Морская  нижнехвалынская
равнина,  слабо  переработанная
флювиальными  процессами
 Южноставропольский.—
IV  (I).  5.  1
 Североставрополь¬
ский.  -  IV  (I).  5.  2
 Терско-Сулакский.  —
IV  (II).  1  (1)..  1
 Затеречный.  —  IV  (II).
1  (1).  2
 Ногайско-Черноземель-
ский.  —  IV  (II).  1  (2).  /
 Сарпинский.  —  IV  (II).
1  (2).  2
 Волго-Ахтубинский.  —
IV  (II).  1  (2).  3
 Волгоградское  Завол¬
жье.  -  IV  (II).  I  (3).  1
 Терско-Сулак-
ская.  —  IV.  (II).
/.  (1)
 Волго-Ахту-
 бинско-Черно-
 земельская.  —
IV  (II).  1  (2)
 Волго-Урало-
реченская.  —  IV
(II).  1  (3)
 Ставрополь¬
ская.  —  IV  (I).  5
 Прикаспийской
низменности.  —
IV  (II).  1

60
 6
 0—50
 До  0
 До  20
 0-100
 До  0
 0-100,
до  221
 -26
 5
 До  50
 До  50
 —28
 4
 Нижнехвалынская  аллю¬
виально-морская  равнина,  ин¬
тенсивно  переработанная  флю¬
виальными  процессами
 Верхнехвалынская  песчаная
морская  равнина,  сильно  изме¬
ненная  эоловыми  процессами
 Долина  Урала  с  широким
развитием  пойменных  образова¬
ний,  древних  и  современных
дельт
 Морская  аккумулятивная
равнина,  существенно  перера¬
ботанная  флювиальными  про¬
цессами
 Верхнечетвертичная  морская
аккумулятивная  равнина
 Верхнечетвертичная  морская
и  флювиальная  равнина  с  ос¬
танцами  £дочетвертичного  эро¬
зионного  рельефа
 Солончаковая  равнина  быв¬
шего  залива  Каспия
 3
 Узенско-Чижинский.—
IV  (II).  1  (3).  2
 Рын-Пески.—IV  (II).
1  (3).  3
 Уралореченский.  —  IV
(II).  1  (4).  1
 Зауралореченский.  —
IV  (II).  1  (4).  2
 Сагизский.  —  IV  (II).
1  (4).  3
 Приустюртский.  —  IV.
(II).  1  (5).  1
 Култукско-Кайдак-
ский.  —  IV  (II).  I  (5).  2
 2
 Урало-Эмбин-
ская.  —  IV  (II).
 1  (4)
 Бузачинско-
Приустюрт-
ская.  —  IV  (II).
I.  (5)
 1
 Продолжение  табл.  4

61
 -27
 -420
 -386
 -331
 -200
 -320
 -270
 -200
 0-
 350-
 260-
 250-
 100-
 250-
 \
 150-
 100-
 -100
 -100
 -100
 -50
 -75
 -75
 -50
 50-
 50-
 75-
 20-
 1
 50-
 \
 50-
 25-
 Морская  верхнечетвертичная
равнина  с  бессточными  впади¬
нами,  эоловыми  песками
 Наиболее  приподнятая  часть
Актюбинского  плато,  сильно
расчлененная  эрозией
 Сильно  расчлененное  струк-
турно-денудационное  ступенча¬
тое  плато
 Структурно-денудационная
равнина,  расчлененная  широки¬
ми  долинами  притоков  р.  Ура-
 л  а.
 Тектонически  сниженная  за¬
падная  окраина  Актюбинского
плато  с  широко  развитыми
 четвертичными  денудационно¬
аккумулятивными  террасами
 Сильно  расчлененное  эрозией
структурно-денудационное  пла-
 ТО
 Аридно-денудационная  струк¬
турная  равнина,  расчлененная
на  отдельные  столовые  плато
 и  остаточные  гряды  '
 Сниженная  равнина  с  фор¬
мами  интенсивной  аридной  де-
 нудации  |
 Бузачинский.  —  IV  (II).
I  (5).  3
 Илекско-Предураль-
ский.  —  IV  (II).  4.  (I).  1
 Большехобдинский.  —
 /V  (II).  4  (1).  2
 Североактюбинский.  —
 IV  (II).  4  (1).  3
 Западноактюбинский.  —
IV  (II).  4  (I)  4
 Шубар-Кудукский.  —
IV  (II).  4  (2).  I
 Южный  Примугоджар-
ский.  —  /V  (II).  4  (2).  2
 Западноуильско-Эмбин-
 ский.—IV  (II).  4  (2).  2
 Актюбин-
ская  .  —  IV  (II).
4  (1)
 '  Уильско-Эм-
бинская.  —  IV
(II).  4  (I)
 4
 Подуральское
плато.  —  IV.  (II)
 ч

го  прогиба,  испытавших  в  новейшее  время  инверсионные  блоко¬
вые  поднятия.  Характерны  реликты  сильно  расчлененных  поверх¬
ностей  денудационного  и  аккумулятивного  происхождения:  позд¬
непалеогеновой  (200—450  м),  сарматской  (220—350  м)  и  акча-
гыльской  (150—250  м).  Широко  развиты  структурно-денудацион-
ные  формы  и  элементы  рельефа  (плато,  уступы,  ступени),  пря¬
мые  .положительные  и  отрицательные  локальные  морфострукту  ры,
формы  рельефа,  обусловленные  соляно-купольной  тектоникой.
В  развитии  рельефа  большую  роль  играет  комплекс  аридно-де¬
нудационных  процессов.  В  ней  выделяются  две  подобласти.
 Подобласть  Актюбинского  плато—  ступенчато  приподнятого
новейшего  структурного  бло,ка  с  сильно  расчлененным  рельефом
на  размытых  мезокайнозойских  отложениях  и  выступающих  мес¬
тами  дислоцированных  отложениях  верхнего  палеозоя.  Характер¬
на  меридиональная  и  северо-западная  ориентировка  выраженных
в  рельефе  новейших  структурных  поднятий.  Разделяется  на  четы¬
ре  района.
 Уильско-Эмбинская  подобласть  южной  половины  Подуральоко-
го  плато  на  мезокайнозойских  отложениях  восточной  окраины
Прикаспийской  впадины  со  структурным  рельефом,  сильно  расч¬
лененным  под  воздействием  комплекса  процессов  аридной  дену¬
дации.  Характерна  субмеридиональная  и  северо-восточная  ори¬
ентировка  новейших  структурных  поднятий  (табл.  4).
 НОВОЗЕМЕЛЬСКО-УРАЛЬСКАЯ  СТРАНА
 Уральская  горная  система  и  ее  структурное  продолжение  —  ост¬
рова  Вайгач  и  Новая  Земля  —  вытянулись  почти  на  4000  км.  Они
начинаются  на  юге  низкогорьями  останцовых  Мугоджар  (460—
600  м)  и  заканчиваются  огромными  ледниковыми  куполами
(1590  м)  на  северном  острове  Новой  Земли.  По  обе  стороны
Уральского  хребта  располагаются  выровненные  поверхности  древ¬
них  пенепленов,  по-разному  расчлененных  эрозией.  Самая  высо¬
кая  точка  Новоземельско-Уральской  геоморфологической  страны
расположена  на  Полярном  Урале  в  массиве  горы  Народной
(1894  м).  В  продольном  профиле  Новоземельско-Уральской  стра¬
ны  наблюдаются  орографические  волны,  выраженные  в  виде  че¬
редования  высоких  и  низких  гор.  Низкогорье  Мугоджар  сменя¬
ется  к  северу  среднегорьями  (1638  м)  Южного  Урала,  которые,
в  свою  очередь,  переходят  в  систему  низкогорий  (540—-780  м)  на
Среднем  Урале,  еще  севернее  хребты  вновь  повышаются  до
1500  м.
 В  структурном  отношении  Урал,  острова  Вайгач  и  Новая  Зем¬
ля—  целостное  горное  сооружение,  развившееся  на  месте  весьма
древнего  трансконтинентального  шва  сочленения  Восточноевропей¬
ской  платформы  и  Западносибирской  плиты.  По  сравнению  с  по¬
следними  Урал  выделяется  несколько  большей  мощностью  земной
коры,  «корнями  гор»,  намечающимися  в  районах  Полярного  Ура¬
ла  и  примыкающей  к  нему  части  Западносибирской  равнины,  Сред¬
 62

него  Урала,  Южного  Зауралья  (южнее  г.  Орска).  Мощность  зем¬
ной  коры  здесь  достигает  45  км  (Огаринов,  1974).  Помимо  субме-
ридиональных  структур  в  пределах  Новой  Земли  и  Урала  установ¬
лены  глубинные  разломы  северо-западного  и  запад-северо-запад-
ного  направлений,  начинающиеся  на  Восточноевропейской  плат¬
форме  и  продолжающиеся  через  Урал  и  Западносибирскую  плиту.
Эти  особенности  предопределяют  блоково-глыбовый  тип  морфо-
структур  горной  страны.
 Береговая  линия  островов  Новой  Земли  и  Вайгача  служит  ес¬
тественной  границей  страны  на  севере.  Западная  граница  проходит
по  юго-западному  подножью  кряжа  Пай-Хой,  южнее  совпадает
с  резко  очерченными  уступами  Полярного  Урала,  Ыджид-Пармы,
Пшюдова  кря1Ж'а.  Еще  южнее  граница  выражена  менее  резко.
Она  проходит  в  полосе  возрастания  абсолютных  отметок  с  250  до
580  м,  приближается  к  Бардымскому  хребту,  огибает  хребет  Кара-
тау,  спускается  к'  Вельской  депрессии  и  следует  по  ней  до  поворота
р.  Белой  на  восток,  а  далее  проходит  по  долине  р.  Большой  Ик,
обрамляя  с  запада  Зилаирское  плато.  Менее  ясна  западная  грани¬
ца  в  пределах  Мугоджар,  где  она  идет  по  западному  склону  Илек-
Орского  междуречья.
 Восточная  граница  страны  следует  (с  юга  на  север)  сначала
вдоль  реки  Тобол,  затем  по  тектоническому  уступу,  по  восточной
границе  Зауральского  пенеплена.  Четкой  границы  на  востоке  про¬
вести  иногда  не  удается,  поскольку  цокольная  равнина  Зауралья
плавно  уходит  под  осадки  палеогенового  возраста.  Более  четко  она
прослеживается  севернее  г.  Серова.  Крутые  склоны  Северного
Урала  здесь  резко  сочленяются  с  плоской  заболоченной  равниной
Западной  Сибири.  У  северного  окончания  низкого  хребта  Малый
Урал  граница  отклоняется  к  востоку  на  20—30  км  и  подходит
к  Байдарацкой  губе  в  устье  р.  Байдараты.
 Основу  геологического  строения  Новоземельско-Уральской
страны  составляют  глыбово-блоковые  структуры.  Широко  распро¬
странены  породы  .палеозойского  осадочного  и  вулканогенно-оса¬
дочного  комплексов.  Мезозойские  породы  представлены  часто  кон¬
тинентальными  или  прибрежно-морскими  фациями.  Большое  уча¬
стие  в  геологическом  строении  принимают  изверженные  породы
как  кислого  и  основного,  так  и  ультраосновного  состава.  Обшир¬
ные  площади  ультраосновных  пород  свидетельствуют  о  глубоком
денудационном  срезе  Урала.
 Ослабление  тектонических  движений  и  усиление  денудации
в,  мезозое  привело  к  выравниванию  территории.  Пологохолмистый
рельеф  существовал  до  начала  неогена.  Дифференцированные  дви¬
жения  блоков  в  неогене  послужили  причиной  формирования  ли¬
нейных  морфоструктур  субмеридиональной  ориентировки,  обусло¬
вили  характерное  продольно-зональное  строение  хребтов  и  меж¬
горных  впадин.
 В  формировании  облика  рельефа  островов  Новой  Земли,  Вайга¬
ча,  кряжа  Пай-Хой  и  Полярного  Урала  значительную  роль  сыгра¬
ло  четвертичное  оледенение.  Современные  ледники  на  Новой  Зем*
 63

ле  существуют  с  позднего  плейстоцена,  небольшие  леднички  При¬
полярного  и  Полярного  Урала  возникли  в  голоцене.  Меридиональ¬
ная  ориентировка  Новоземельско-Уральской  страны,  пересечение
ею  с  севера  на  юг  нескольких  ландшафтных  поясов,  неоднократное
наступление  в  этом  же  направлении  четвертичных  ледников  обус¬
ловили  резко  выраженную  широтную  зональность  эрозионного
и  ледникового  рельефа.
 В  соответствии  с  изложенными  выше  принципами  районирова¬
ния  Новоземельско-Уральская  страна  подразделяется  на  четыре
геоморфологические  провинции  (рис.  4):  1)  Новоземельско-11ай-
хойскую;  2)  Осевую  зону;  3)  Западноуральскую  и  4)  Восточно¬
уральскую.
 Новоземельско-Пайхойская  провинция
 Провинция  включает  острова  Новой  Земли,  остров  Вайгач,
кряж  Пай-Хой.  Резкие  различия  в  рельефе  провинции  обусловлены
оледенением.  На  северном  острове  (1590  м)  ледники  разных  ти¬
пов  —  купола,  долинные  ледники,  часто  спускающиеся  в  фьорды,
каровые  ледники.  Речная  сеть  целиком  подчинена  особенностям
тектонической  трещиноватости  и  разрывных  нарушений.  Многие
поперечные  долины  имеют  форму  ущелий,  тянущихся  в  широтном
направлении  на  десятки  километров.  На  южном  острове  преобла¬
дает  рельеф  плосковершинных  междуречий  с  более  низкими  абсо¬
лютными  отметками  (300—1340  м).  Склоны  междуречий  изъедены
ледниковыми  цирками  и  троговыми  долинами,  прибрежные  уча¬
стки  покрыты  чехлом  из  морены  и  флювиогляциальных  отложе¬
ний.
 Бореальная  трансгрессия  моря  оставила  свои  следы  до  высот
350—420  м  (северный  остров  Новой  Земли),  на  которых  обнару¬
жены  абразионные  террасы.  Позднесартанская  береговая  линия
прослеживается  на  отметках  200—240  м.
 Остров  Вайгач  и  кряж  Пай-Хой  в  структурном  отношении  со¬
ответствуют  осевой  зоне  Пайхойского  антиклинория.  Они  сложе¬
ны  осадочными  и  метаморфизов'анными  породами  палеозой¬
ского  возраста  (С—Р),  прорванными  малыми  интрузиями  габб-
ро-диоритов,  габбро-норитов  и  диабазов.
 Пай-Хой  —  низкогорная  возвышенность  (гора  Мореиз  —
467  м),  состоящая  из  отпрепарированных  процессами  денудации
интрузивных  тел.  Они  образуют  в  рельефе  невысокие  гряды
и  холмы.  Вблизи  главного  'водораздела  рек  бассейнов  Печорско¬
го  и  Карского  морей  тянутся  две  параллельные  цепочки  останцо-
вых  гряд,  сложенных  девонскими  кварцитами.  По  обе  стороны
от  'них  к  морю  спускаются  ‘наклонные  денудационные  равнины.
 Центральная  часть  острова  Вайгач  представлена  системой
грядовых  возвышенностей,  максимальная  высота  которых  дости¬
гает  171  (м.  Она  опоясана  прибрежной  морской  равниной,  возвы¬
шающейся  над  уровнем  моря  на  40—60  м.
 64

Для  Вайгача  и  Пай-Хоя  характерны  резко  выраженные
в  рельефе  уступы,  речные  долины,  гряды,  абразионные  берега
северо-западных  румбов,  отвечающие  структурам  и  зонам  трещи¬
новатости  Пайхойского  антиклинория.
 В  пределах  провинции  выделяются  три  области:  1)  Новозе¬
мельская  область  среднегорий  с  современным  оледенением;
2)  Новоземельская  область  низкогорий  и  равнин  с  широким  раз¬
витием  ледниково-экзарационного,  ледниково-аккумулятивного
и  абразионно-аккумулятивного  рельефа;  3)  Вайгач-Пайхойская
область  равнин  и  мелкосопочника.
 Новоземельская  область  среднегорий.  Наиболее  высоко  под¬
нятые  горные  участки  северного  острова  Новой  Земли  (до
1590  м)  закрыты  ледниковым  щитом  (19  000  к;м2);  2)  они  занима¬
ют  почти  40%  всей  территории  острова  (Демокидов  и  др.,  1957).
Пологовыпуклая  поверхность  щита  вблизи  ледораздела  лишь
местами  совпадает  с  осью  поднятия  острова.  Она  полого  снижа¬
ется  по  обе  стороны  ледораздела.  Вблизи  побережья  из-под  льда
выступают  -обработанные  льдом  скалы,  а  местами  и  нунатаки.
У  пересечения  подледных  горных  цепей  наблюдаются  ледяные
барьеры  высотой  70—150  м.  Ледниковый  щит  разделен  депрес¬
сиями  на  три  купола:  северный,  главный  и  южный.  Высота  купо¬
лов  800—1000  м.  Предгорные  и  выводные  ледники  щита  дости¬
гают  в  северной  части  острова,  уровня  моря.  Подо  льдом  скрыт
резко  расчлененный  рельеф,  минимальные  отметки  которого  ме¬
стами  ниже  уровня  моря.
 В  южной  части  области  преобладают  долинные  и  каровые
ледники,  сползающие  по  долинам  двух  взаимно-перпендикуляр¬
ных  (северо-западного  и  северо-восточного)  направлений.  Боль¬
шая  часть  глубоких  (400—500  м)  долин  представляет  собой  от¬
препарированные  льдом  и  процессами  денудации  ослабленные
тектонические  зоны.  Склоны  их  крутые  и  до  высот  100—150  м
закрыты  осыпями.  Вершинные  поверхности  междуречий,  сложен¬
ные  массивными  кварцитами  и  диабазами,  имеют  вид  островер¬
шинных  иссеченных  гребней,  а  сложенные  осадочными  породами
(известняками,  сланцами)—плосковершинных  поверхностей.  Про¬
дольный  профиль  долин  отличается  резко  выраженной  ступенча¬
тостью.
 В  области  выделяются  три  района  (та!бл.  5).
 Новоземельская  область  низкогорий  и  равнин.  Она  включает
большую  часть  территории  южного  острова  Новой  Земли  и  неко¬
торые  прибрежные  районы  северного  острова.  Средняя  высота
междуречных  пространств  300—400  м,  максимальные  высоты
приурочены  к  истокам  р.  Пуховой  (811  м).  В  наиболее  приподня¬
тых  районах  преобладают  уплощенные,  слабоволнистые  между¬
речья,  расчлененные  глубокими  и  узкими  нетеррасироваиными
речными  долинами.  Значительная  часть  их  сложена  устойчивыми
к  денудации  кварцитами  и  диабазами  и  покрыта  крупноглыбовы¬
ми  осыпями.  Особенно  характерен  подобный  рельеф  для  запад-
 5 	1400
 65

Таблица  5.  Области  и  районы  Новоземельско-Пайхойской  геоморфологиче¬
ской  провинции.—/
 Преобладающие
типы  рельефа
 Глубина
 расчле¬
 нения
 Абсолютная  высота,  м
 Область.
 Район
 минималь¬
 ная
 средняя
 макси¬
 маль¬
 ная
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 7
 Новозе-
мельская
область
-среднего¬
рий  —1.1
 Северо¬
леднико¬
вый.—1.1.1
 Ледниковый
 щит
 100-200
 200—300
 600-700
 1173
 Южно¬
леднико¬
вый.—1.1.2
 Долинно-лед¬
 никовый
 600-800
 0—100
 800
 1590
 Маточ-
кин  Шар.—
1.1.3
 Среднегорный
 ледниковый
 600—800
 0-100
 800
 1342
 Новозе-
мельская
область
низкогорий
и  равнин.—
1.2
 Пухово-
Вадет-
ский—1.2.1
 Плоскогорный,
сильнорасчленен-
ный
 300—400
 0-100
 350
 811
 Юж¬
ный.—  1.2.2
 Равнинный
и  грядово-остан-
цовый
 100
 0—20
 100
 273
 Гусино-
земель-
ский.—1.2.3
 Равнинный,
 террасовый
 20
 0-10
 50
 191
 Западно-
прибреж¬
ный.—1.2.4
 Останцово-со-
почный  и  тер¬
расовый
 100-150
 0-20
 150-180
 440
 Северо¬
прибреж¬
ный.—1.2.5
 Равнинный,
 террасовый
 80-100
 0-20
 150-200
 342
 Восточ¬
нопри¬
брежный.—
1.2.6
 Плоскогорный,
 сильнорасчленен-
 ный
 350-500
 0-100
 400
 621
 Вайгач-
Пайхойская
область  рав¬
нин  и  мелко-
сопочни-
ка.—1.3
 Вайгач-
ский.—1.3.1
 Плоскогорный,
 мелкосопочный
 50-70
 0-10
 100
 171
 Пайхой-
ский.—1.3.2
 Плоскогорный,
 мелкосопочный
 100—150
 0-100
 200-250
 457
 66

Mono  побережья.  Реки,  прорезая  гряды,  образуют  ущелья  глуби-
поп  150—200  м.
 В  восточной  части  южного  острова  преобладает  холмистый
Iн'.льсф.  Пологие  склоны  плавно  спускаются  к  широким  днищам
ргчпых  долин.  Русла  врезаны  на  10—20  м.  Значительная  часть
жкшышенностей  —  ледниково-аккумулятивные  образования,  валы
конечных  и  боковых  морен.
 Низменные  и  возвышенные  прибрежные  равнины  занимают
hi  учительную  территорию  островов  Новой  Земли.  Абсолютная
шлеота  их  колеблется  от  1  до  400  м.  К  ним  приурочена  серия
морских  террас  высотой  до  420  м.  Фаунистически  охарактеризо¬
ваны  морские  террасы  до  200  м.
 В  пределах  области  выделяются  шесть  районов  (табл.  5).
 Вайгач-Пайхойская  область  равнин  и  мелкосопочника.  Она  вы¬
тянута  с  юго-востока  на  северо-запад  почти  на  350  км.  Это  об¬
ширная  денудационная  равнина,  образованная  останцово-грядо-
ш.1  ми  возвышенностями.  Сильная  раздробленность  субстрата  раз-
рьишыми  нарушениями  обусловила  формирование  ортогональной
<ч'ти  речных  долин  и  холмов  изометричной  формы.  К  северо-во¬
стоку  грядовый  рельеф  Пай-Хоя,  снижаясь,  постепенно  переходит
и  холмистый  рельеф  прибрежной  равнины,  сложенной  морскими
и  ледниковыми  осадками  среднего  и  позднего  плейстоцена  (Ива-
попа  и  др.,  1958).  Морские  отложения  ингрессионно  заполняют
речные  долины  и  трансгрессивно  ложатся  на  склоны  Пай-Хоя.
Они  доходят  до  абсолютных  отметок  300  м.  Это  дает  возмож¬
ность  предположить,  что  денудационные  равнины  острова  Вайга-
ч,ч,  находящиеся  на  высоте  140—170  м,  и  северо-восточное  побе-
ргжье  Пай-Хоя  абразионного  происхождения.  В  области  выделя¬
ются  два  геоморфологических  района.
 Провинция  осевой  зоны  Урала
 Провинция  составляет  «костяк»  Урала.  К  ней  относится  наи¬
более  приподнятая  часть  его,  достигающая  отметок  1200—1800  м
(гора  Народная,  1894  м)  и  протягивающаяся  от  горы  Констан¬
тинов  Камень  (492  м)  на  севере  до  массива  Большой  Боктыбай
((>56  м)  на  юге  Мугоджар.  За  исключением  крайней  северной  ча¬
сти,  где  протягиваются  массивный  хребет  Полярного  Урала  (го¬
ра  Пай-Ер,  1499  м)  и  короткий  и  низкий  (434  м)  хребет  Малого
Урала,  провинция  представлена  системами  субпараллельных
дшух-трех,  :а  в  пределах  Южного  Урала  шести  —  девяти  хребтов.
Местами  вместо  линейных  хребтов  наблюдается  останцово-сопоч-
111,iй  рельеф  (Средний  Урал).  Непременным  элементом  орографии
•л  нляются  продольные  литоморфные  и  тектонические  впадины,
дренируемые  речными  долинами.
 Территория  провинции  сложена  в  основном  сильно  метамор-
<  |)  I  гаоваян  ым  и  о>с  адочн  ы  ми  и  э  фф  уз  ив  н  о  -  ас  а  доч  н  ы  м  и  обр  а.зов  а  -
пнями,  прорванными  интрузиями  кислых,  основных  и  ультраос-
 67

новных  пород.  Выходы  в  осевой  зоне  протерозойских  слюдистых
сланцев,  филлитов,  массивов  ультраосновных  пород  указывают
на  глубокий  денудационный  срез  территории.
 Меридиональная  зональность  геологических  структур,  увели¬
чение  мощности  земной  коры  только  на  Полярном  и  Северном
Урале,  значительная  раздробленность  субстрата  обусловили  пре¬
обладание  морфоструктур  блокового  типа.  Разная  активность
последних  привела  к  образованию  в  продольном  профиле  Ураль¬
ского  хребта  орографических  «воли».  В  -поперечном  сечении  ча¬
сто  обнаруживается  ярусность  вершинных  поверхностей  между¬
речий.  В  отношении  причин  возникновения  ярусноети  поверхно¬
стей  выравнивания  мнения  исследователей  разделились.  Одни  из
них  ярусность  междуречий  рассматривают  как  следствие  подня¬
тия  на  разную  высоту  единой  поверхности  выравнивания,  дру¬
гие—  как  системы  разновозрастных  денудационных  поверхностей.
Ясно  одно,  что  горная  страна  претерпела  значительное  выравни¬
вание  поверхности.  Резкое  расчленение  современного  рельефа
вызвано  неоген-четвертичными  тектоническими  поднятиями,  раз¬
мах  которых  во  многих  местах  достигал  почти  1000  м.
 Четвертичное  оледенение  затронуло  северную  часть  осевой  зо¬
ны  Урала  (до  61°45'  с.  ш.).  Преобладало  горно-долинное  оледе¬
нение,  низкие  участки  хребтов  местами,  возможно,  имели  неболь¬
шие  покровы.  Оледенение  несколько  увеличило  контрастность
рельефа,  но  в  основных  чертах  сохранился  доледниковый  рельеф.
Однако  ледники,  заполняя  льдом  и  мореной  речные  долины,  за¬
держали  развитие  флювиальных  форм.  Это  привело  к  сокраще¬
нию  числа  террас  в  долинах  с  юга  на  север.
 В  геоморфологической  провинции  осевой  зоны  Урала  выделя¬
ются  следующие  области:  1)  альпийское  среднегорье  Полярното
и  Приполярного  Урала;  2)  грядово-увалистое  среднегорье  Север¬
ного  Урала;  3)  грядово-останцовое  низкогорье  Среднего  Урала;
4)  грядовое  среднегорье  Южного  Урала;  5)  низкогорья  и  плато
Южного  Урала  и.Мугоджар.
 Область  альпийского  среднегорья  Полярного  и  Приполярного
Урала.  Она  включает  (с  севера  на  юг)  хребты  Оченырд,  Изъя-
хой,  Марункеу,  Малый  и  Большой  Пайпудынские,  Народцо-Ить-
инский,  Малый  Урал,  Обеиз,  Западный  и  Восточный  Саледы,
Мандынырд,  Исследовательский,  Сабля  и  массивы  Сеумкеу,  Хар-
бей,  Энганэпе,  Райиз.  Максимальные  отметки  вершин  сосредото¬
чены  в  массиве  горы  Народной  (1894  м).
 Северные  районы  области  отличаются  преобладанием  альпий¬
ского  рельефа,  обусловленного  деятельностью  четвертичных  лед¬
ников.  Севернее  сквозной  долины  р.  Соби  альпийский  рельеф
сменяется  плосковершинными  хребтами,  обработанными  процес¬
сами  морозного  выветрив  амия  и  солифлюкции.  Лишь  отдельные
острые  гребни  с  современными  ледниками  на  склонах  поднимают¬
ся  над  выровненными  вершинными  поверхностями.  Значительную
рельефообразующую  роль  играют  здесь  тектонические  наруше¬
ния,  разделившие  Полярный  Урал  на  продольные  и  поперечные

о.поки.  Хребты  соответствуют  горст-антиклиналям,  а  впадины  —
грлбен-синклиналям.'
 Горный  узел  Приполярного  Урала  —  самая  высокая  часть
11оиоземельско-Уральской  страны.  Ширина  его  до  150  км.  Скали¬
стые  гребни  хребтов  расчленены  ледниковыми  цирк^м-и  и  трого-
иыми  долинами.  В  поперечном  сечении  отчетливо  выражена  ярус-
мость  рельефа,  обусловленная  наличием  древней  денудационной
поверхности,  разбитой  на  блоки  высотой  1500—1700,  1100—1300,
Г>()0—800  и  300—500  м.  Речные  долины  преимущественно  ради¬
альные.  Чем  ближе  к  периферии  горного  узла,  тем  чаще  они
приспосабливаются  к  системам  тектонических  структур  обще¬
уральского  направления.
 В  рассматриваемой  области  располагаются  почти  все  совре-У
менные  ледники  Урала.  Основу  оледенения  составляют  каровые
леднички.  Область  делится  на  три  геоморфологических  района.
 Область  грядово-увалистого  среднегорья  Северного  Урала.
В  пределы  области  входят  следующие  хребты  к  массивы  (с  севе¬
ра  на  юг):  Тельпос-Из,  К'ожим-Из,  Поясовый  Камень,  Хоза-Тумп,
Денежкин  Камень,  Конжаковский  Камень,  Кваркуш  и  Чердын-
ский  Камень.  Она  включает  систему  коротких  хребтов  и  гряд
с  плоскими  вершинами,  поднимающимися  до  отметок  1570  м.  Кру¬
той  уступ  вдоль  западного  склона  образован  смещением  гряд  Гла¬
вного  Уральского  хребта  по  региональному  разлому.  Большинство
хребтов  подчеркнуто  резкими  формами  препарировки  кварцито-
вых  и  габбро-диабазовых  тел.  Для  области  характерен  ортого¬
нальный  рисунок  речных  долин,  подчеркивающий  особенности
морфоструктур.  Ярусность  вершинных  поверхностей  междуречий
связывают  с  существованием  разновозрастных  поверхностей  вы¬
равнивания.  Однако  их  происхождение  более  сложно.  Денудаци¬
онные  поверхности  в  интервале  900—1200  м  частично  обусловлены
структурными  особенностями  рельефа.  Большей  частью  они  ди¬
слоцированы  тектоническими  движениями.
 В  северной  части  области  (в  массиве  Тельпос-Из,  1617  м)  есть
несколько  небольших  каровых  ледничков.  Остальная  часть  меж¬
дуречий  несет  свежие  следы  деятельности  четвертичных  ледни¬
ков.  Область  разделяется  на  три  района  (табл.  6).
 Область  грядово-останцового  низкогорья  Среднего  Урала.
К  ней  относятся  следующие  хребты  и  обособленные  массивы
(с  севера  на  юг):  Басеги,  Киргишанский  увал,  Уфалейский,  Бар--
дымский,  Коновалов  увал,  Кальян.  Грядово-останцовое  низко-
горье  характеризуется  сглаженным  рельефом.  В  северной  его  ча¬
сти  наблюдается  несколько  параллельных  гряд  высотой  500—
800  м,  разделенных  меридионально  вытянутыми  депрессиями.
Происхождение  депрессий  связано  в  основном  с  тектоническими
и  карстово-тектоническими  процессами.  Они  дренируются  речны¬
ми  долинами  Усьвы,  Серебрянки,  Висима  и  других  рек,  В  южной
части  области  линейная  форма  хребтов  едва  заметна,  а  иногда
они  только  намечены  цепочками  далеко  отстоящих  друг  от  дру¬
га  разобщенных  сопок  —останщж  Ширина  меридиональных  де-
 69

прессий  достигает  25  км.  Иногда  они  заняты  несколькими  речны¬
ми  долинами.  Вместо  отчетливо  выраженного  в  рельефе  горного
хребта  здесь  наблюдается  холмогорье,  максимальные  отметки
которого  не  превышают  750  м.  В  области  выделены  два  района.
 Область  грядового  среднегорья  Южного  Урала.  Ее  длина  око¬
ло  350  км,  ширина—  100—120  км.  Она  включает  в  себя  более
двух  десятков  хребтов,  из  которых  наиболее  крупные  —  Сулея,
Нургуш,  Уреньга,  Таганай,  Уралтау,  Ильменский,  Зигалыга,  Ирен-
дык,  Юрматау.  Максимальные  отметки  приурочены  к  массивам
гор  Ямантау  (1638  м)  и  Иремель  (1586  м).  Параллельные  хреб¬
ты  разделены  глубокими  и  узкими  (3—5  км)  депрессиями,  кото¬
рые  чаще  всего  соответствуют  выходам  на  поверхность  мало  ус¬
тойчивых  к  денудации  пород,  расположенных  к  тому  же  в  пре¬
делах  синклинальных  складок.  Значительная  часть  хребтов  за¬
падной  половины  области  —  отпрепарированные  денудацией  вы¬
ступы  плотных  песчаников,  кварцитов,  кристаллических  сланцев,
поэтому  скалистые  гребни  часто  покрыты  курумами,  осыпями,
иногда  окружены  нагорными  террасами.
 В  восточной  части  области  рельеф  междуречий  отличается
большей  сглаженностью.  Вершинные  поверхности  здесь  уплоще¬
ны  и  образуют  несколько  уровней.
 В  области  выделяются  два  геоморфологических  района.
 Область  низкогорий  и  плато  Южного  Урала  и  Мугоджар.
К  ней  относятся  Зилаирское  плато,  Кимперсайское  плато,  Орская
депрессия,  хребет  Мугоджары.  Плосковершинные  поверхности
междуречий  с  сохранившимися  местами  мощными  древними  ко¬
рами  выветривания  прорезаны  каньонообразными  долинами.
Иногда  выровненные  пространства  имеют  характер  низкого  мел-
косопочника.  Резко  расчлененные  борта  наиболее  крупных  долин
(реки  Сакмара,  Большой  Ик,  Урал)  образуют  полосы  придолин-
ного  мелкосопочника.
 В  южных  районах  большую  роль  играет  рельеф  отпрепариро¬
ванных  денудацией  гранитных  массивов  и  эффузивно-осадочных
образований.  Хребет  Мугоджары  представляет  собой  систему  гря¬
довых  и  грядово-останцовых  возвышенностей,  сложенных  габбро,
габбро-диабазами  и  вулканогенными  породами.  Округлые  выров¬
ненные  поверхности  междуречий  постепенно  скрываются  под  щеб¬
нистыми  осадками  склонов  и  на  юге  области  переходят  в  струк¬
турную  равнину.  В  пределах  области  выделяются  три  геоморфо¬
логических  района  (табл.  6).
 Западноуральская  провинция
 Провинция  вытянута  с  севера  на  юг  почти  на  1300  км  при
средней  ширине  60—80  м.  Она  включает  западные  предгорья
Уральского  хребта  вплоть  до  границы  с  Восточно-Европейской
равниной.  Территория  сложена  сильно  дислоцированными  палео¬
зойскими  породами,  разбитыми  системами  продольных  и  попе-
 70

Таблица  6.  Области  и  районы  геоморфологической  провинции
осевой  зоны  Урала.—  II
 Преобладающие
типы  рельефа
 Глубина
расчлене¬
ния,  м
 Абсолютная  высота,  м
 Область
 Район
 минималь¬
 ная
 средняя
 макси¬
 маль¬
 ная
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 7
 Альпий¬
ское  средне¬
горье  По¬
лярного
и  Приполяр¬
ного  Ура¬
ла.—//./
 Заполяр¬
 ный
 Урал.—II.
1.1
 Низкогорный,
 альпийский
 600-800
 200-300
 900—1000
 1363
 Север
Приполяр¬
ного  Ура¬
ла.—II.  1.2
 Альпийский
 среднегорный,
 денудационный
 низкогорный
 600—800
 150-250
 900-1000
 1499
 Юг  При¬
полярного
Урала.—
II.1.3
 Альпийский
 среднегорный
 500-700
 200—300
 900-1100
 1894
 Грядово-
увалистое
среднегорье
Северного
Урала  —II.2
 Верхне-
щугор-
ский.—II.
2.1
 Ледниковый
 среднегорный
 500—600
 250
 800
 1617
 Поясо-
вый  Ка¬
мень.—II.
 2.2
 Эрозионно-де¬
 нудационный
 среднегорный
 400-500
 200
 800
 1292
 Кваркуш-
Хоза-
Тумп.—II.
 2.3
 Денудацион¬
ный  среднегор¬
ный  и  низкогор¬
ный
 300-500
 200
 800
 1569
 Грядово-
останцовое
низкогорье
Среднего
Урала—  II.3
 Висимо-
У  сьвин-
ский.—II.
3.1
 Низкогорный
 грядово-сопоч-
 ный
 150-200
 300
 450-500
 1119
 Верхнечу¬
совской.—
II.3.2
 Холмогорье
 80-100
 200—250
 400-450
 778
 Грядовое
 среднегорье
 Южного
 Ямантау-
ский  II.4.1
 Г  рядовый
среднегорный
 600—800
 400-600
 900
 1638
 Урала—  II.4
 Уралтау-
ский.—II.
4.2
 Эрозионно-
 денудационный
 450
 400-600
 700
 1118
 71

Продолжение  табл.  6
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 7
 Низкого-
рий  и  плато
Южного
Урала  и  Му-
годжар.—
 II.  5.
 Урало-
Зилаир-
ский—II.5.1
 Плато,  придо-
линный  мелко-
сопочник
 150—200
 200
 500
 619
 Орь-Та-
налык-
ский.—II.
 5.2
 Плато,  мелко-
сопочник
 100
 200-300
 450
 659
 Мугод-
жарский.—
II.5.3
 Грядово-остан-
цовый,  останцо-
во-сопочный
 150
 300
 450
 656
 речных  тектонических  нарушений.  Провинция  расположена  на  ме¬
сте  древних  краевых  прогибов:  Североуральского,  Юрюзано-Сыл-
винского  и  Вельского.
 В  провинции  преобладает  низкогорный  рельеф  с  субмеридио-
нальной  ориентировкой  основных  междуречий,  разделенных  длин¬
ными  тектоническими  и  карстово-тектоническими  депрессиями.
Для  вершинных  поверхностей  характерны  плоско-  или  округло¬
вершинные  гребни.  В  сочетании  с  небольшой  относительной  вы¬
сотой  они  придают  рельефу  облик  расчлененного  эрозией  ступен¬
чатого  плато.  На  юге  П'ро'вивдии  рельеф  грядо;во-юста'нцо!вый
с  резкими  формами  обособленных  массивов  и  коротких  хребтов.
 Вся  провинция  подразделяется  на  три  геоморфологические  об¬
ласти:  1)  область  парм;  2)  Уфимско-Чусовская  низкогорная  об¬
ласть  ;  3)  Сим  -  Ну  гушс  кая  гр  я  до  во  -  ост  аицов  а'я  об  л  асть.
 Область  парм.  В  ее  пределы  входят  плосковершинные  масси¬
вы  Ыджид-пармы,  Мертвой  пармы,  Высокой  пармы,  Ямжачной
пармы  и  Полюдова  кряжа,  для  которых  характерен  увалисто¬
плосковершинный  тип  междуречий  высотой  500—700  м,  разделен¬
ных  меридионально  вытянутыми  депрессиями.  Резко  проявляется
ортогональный  рисунок  эрозионной  сети,  связанный  с  приспособ¬
лением  ее  к  системам  разнонаправленных  тектонических  трещин.
Депрессии  нередко  освоены  долинами,  принадлежащими  к  раз¬
ным  бассейнам  стока.
 Пармы  сложены  в  основном  кварцитами,  песчаниками  и  дру¬
гими  устойчивыми  к  денудации  породами.  В  рельефе  местами
сохранились  следы  деятельности  дочетвертичных  ледников.
К  востоку  от  Высокой  пармы  встречаются  остатки  морен.  Вместе
с  тем  пармы,  по-видимому,  полностью  не  покрывались  льдом
и  сохранили  в  облике  междуречных  пространств  фрагменты  древ¬
него  рельефа.  Как  и  в  большинстве  областей  Новоземельско-
Уральской  страны,  в  области  парм  прослеживается  ярусность
междуречий  (уровни  200—350  и  500—800  м),  выделяется  два
геоморфологических  района  (табл.  7).
 72

Уфимско-Чусовская  область  низкогорий.  Она  тянется  узкой
полосой  на  протяжении  600  км,  охватывает  систему  очень  корот¬
ких  гряд  и  небольших  массивов,  среди  которых  выделяются  Мол-
чанский  камень,  Чикманский  камень,  Белый  Спой,  Головашка,
Сабарский  увал,  хребет  Каратау.  Междуречья  в  основном  упло¬
щенные  с  возвышающимися  сопками  —  останцами,  сложенными
породами,  устойчивыми  к  денудации.
 Таблица  7.  Области  и  районы  Западноуральской  геоморфологической
провинции.—III
 Преобладающие
типы  рельефа
 Г  лубина
расчлене¬
ния,  м
 Абсолютная  высота,  м
 Область
 Район
 минималь¬
 ная
 средняя
 макси¬
 маль¬
 ная
 Парм.—
II  1.1
 Полюдо-
,  во-Илыч-
ский.—III.
1.1
 Плоскогорно¬
 увалистый
 200-250
 150
 350-400
 693
 Кедров-
ско-Вишер-
ский  —III.
1.2
 Равнинно-ува¬
 листый
 80—10
 120
 150-200
 312
 Уфимско-
Чусовская
область
пизкого-
рий.—II  1.2
 Косьвим  -
ско-Яйвин-
ский.—III.
2.1
 200-250
 140
 400
 873
 Сим-Ну¬
гушская.  —
III.  3
 Ик-Чу-
совской.—
II  1.2.2
 Г  рядово-остан-
цовый
 150—200
 170
 400
 584
 В  северной  части  области  широким  распространением  пользу¬
ются  карстово-западинные  холмогорья.  Некоторые  русла  рек
«исчезают»  при  пересечении  карстовых  участков  и  «появляются»
шювь,  минуя  смежные  междуречья.  Речные  долины  Чусовой,  Усь-
иы,  Яйвы,  верховьев  Уфы  отличаются  четкой  террасированностью
II  характерными  врезанными  меандрами.  В  области  выделяются
дна  района:  1)  Косьвинско-Яйвинский  и  2)  Ик-Чусовской.
 Сим-Нугушская  грядово-останцовая  область.  В  нее  входят
короткие,  но  резко  очерченные  хребты  Бирьян,  Зильмердак,  Улу-
Tciy,  Токаты,  Баштин,  Кавералы.  Они  разделены  узкими  и  глубо¬
кими  депрессиями.  Средние  отметки  вершин  600—800  м.  В  текто¬
ническом  отношении  хребты  косые  или  ступенчатые  горсты.  Часть
их  сложена  девонскими  кварцевыми  песчаниками,  а  депрессии
между  ними  —  известняками  девона  или  карбона.  Наблюдается
четкая  ортогональность  речной  сети,  приспособляющейся  к  на¬
правлениям  тектонической  трещиноватости.
 73

Восточноуральская  провинция
 Увалисто-холмистый  и  грядовый  низкогорный  рельеф  этой
территории  включает  Урало-Тобольскую  и  Зауральскую  равнины,
а  также  обособленные  хребты  и  массивы  (Шоринский  камень,
Ендольский,  Богословские  увалы).  В  тектоническом  отношении
территория  соответствует  структурам  Урало-Тобольского  антикли-
нория,  Магнитогорского  и  Тагильского  синклинориев.  На  западе
провинция  ограничена  зоной  Главного  Уральского  разлома,  на
востоке  —  системой  тектонических  нарушений,  следующей  в  поло¬
се  Джетыгара  —-  Карталы  —  Челябинск  —  Артемовск,  а  далее  —
в  полосе  Красноуральск—Серов  —  Ивдель.  Основная  часть  про¬
винции  сложена  крупными  гранитными  и  гипербазитовыми  мас¬
сивами  и  эффузивно-осадочными  породами.
 Южную  часть  провинции  иногда  называют  Зауральским  пене¬
пленом  (200—450  м).  Его  ширина  около  250  км.  Сглаженные
междуречья  покрыты  площадной  корой  выветривания  мощностью
30—40  м.  Мощность  линейных  кор  выветривания  на  отдельных
участках  превышает  500  м.  Широкое  развитие  рыхлых  элювиаль¬
ных  отложений  обусловило  формирование  длинных  пологих  скло¬
нов  дефлюкционно-делювиального  типа,  покрытых  красноцветны¬
ми  склоновыми  отложениями  плиоцена.  Амплитуда  рельефа  на
Зауральском  пенеплене  не  превышает  120  м,  глубина  вреза  наи¬
более  крупных  речных  долин  80—100  м.
 Цокольная  равнина  Среднего  Урала  —  также  пенеплен,  с  ко¬
торого  снесена  основная  часть  коры  выветривания.  Возвышенно¬
сти  часто  имеют  форму  того  геологического  тела,  которое  зале¬
гает  в  основании  междуречья.  Однако  нередко  на  месте  гранит¬
ных  массивов  располагаются  заболоченные  понижения  с  остро¬
вами  каменных  развалов  и  останцов.  Абсолютная  высота  равни¬
ны  150—450  м.  Она  слабо  наклонена  к  востоку.
 В  пределах  провинции  выделяются  три  области:  1)  Урало-То-
больское  плато;  2)  Восточноуральская  равнина  и  3)  Ивдельско-
Туринское  грядовое,  мелкогорье  (табл.  8).
 Область  Урало-Тобольского  плато.  Она  отличается  выравнен¬
ным  рельефом,  на  фоне  которого  отдельными  невысокими  гряда¬
ми  поднимаются  денудационные  останцы.  Наибольшие  высоты
сосредоточены  в  западной  части  Урало-Тобольского  плато,  вдоль
долины  р.  Урала  (горы  Чека,  558  м,  Мамеева,  586  м,  Магнитная,
618  м).  Вдоль  главного  водораздела  бассейнов  Урала  и  Тобола
наблюдаются  плоские  вершинные  поверхности  с  абсолютной  вы¬
сотой  400—450  м.  Выровненная  поверхность  срезает  разнообраз¬
ные  по  возрасту  и  составу  породы  и  покрыта  плащом  древней
коры  выветривания.  Выходы  коренных  пород  наблюдаются  лишь
на  склонах  денудационных  останцов  и  в  бортах  долин  рек  Урала,
Уя,  Суундука  и  др.  Ближе  к  восточной  окраине  плато  встречают¬
ся  сначала  отдельными  пятнами,  а  затем  массивами  —  эоценовые
и  олигоценовые  песчаники.  Поверхность  пенеплена  постепенно
уходит  под  покров  морских  осадков.  Зауральский  пенеплен  фор-
 74

Таблица  8.  Области  и  районы  Восточноуральской  геоморфологической
провинции.—IV
 Преобладающие
типы  рельефа
 Глубина
расчлене¬
ния,  м
 Абсолютная  высота,  м
 Область
 Район
 минималь¬
 ная
 средняя
 макси¬
 маль¬
 ная
 При¬
ураль¬
ский.—IV.
1.1
 Равнинно-гря-
 дово-останцовый
 150-200
 200
 280-350
 618
 Урало-
Тобольское
плато.—
 IV.  1
 Увель-
ско-Кара-
ганский.—
IV.  1.2
 Равнинный,
 эрозионный
 80—120
 220
 350
 452
 Берсуат-
Кумак-
ский.—IV.
1.3
 Равнинный,
 грядовый
 80-120
 240
 300
 414
 Карталы-
Тетеколь-
ский.—IV.
1.4
 Равнинный,
 холмисто-запад¬
 ный
 40-50
 220
 250
 319
 Восточно¬
уральская
равнина  —
IV.2
 Озер¬
ный.—IV.
2.1
 Равнинно-кот¬
 ловинный
 40—70
 200
 230
 275
 Тагил-
Исет-
ский.—IV.
2.2
 Равнинно-гря¬
 довый
 80-100
 200
 260
 460
 Ивдель-
ско-Турин-
ское  грядо¬
вое  мелко¬
горье.—IV.3
 Грядово-остан-
 цовый
 100-150
 90
 350
 538
 мировался  в  течение  позднего  мезозоя  и  начала  кайнозоя  (более
80  млн.  лет).  Заложение  речных  долин  (близких  по  конфигурации
к  современным)  произошло  в  миоцене,  однако  надпойменных  тер¬
рас  на  них  прослеживается  не  более  пяти.  Выделяются  четыре
геоморфологических  района.
 Область  Восточноуральской  равнины.  Она  сложена  главным
образом  гранитами,  гранито-гнейсами,  кристаллическими  сланца¬
ми  и  метаморфическими  породами.  Вдоль  западного  края  тянет¬
ся  цепочка  понижений,  занятых  котловинами  озер  и  болот.  Ос¬
новная  часть  территории  представляет  собой  отпрепарированную
процессами  денудации  поверхность  древнего  Зауральского  пене¬
плена.  Отчетливо  выражены  меридиональные  тектонические

и  карстово-тектонические  депрессии,  дренируемые  речными  доли¬
нами.  Покров  древней  площадной  коры  выветривания  частично
размыт,  поэтому  более  широко  распространены  выходы  коренных
пород.  Выделяются  два  геоморфоло'ги'чеоких  района.
 Область  Ивдельско-Туринское  грядовое  мелкогорье.  Короткие
островные  гряды  и  массивы  относительной  высотой  200—300  м
возвышаются  над  холмисто-равнинной  территорией,  сильно  изре¬
занной  долинами  и  логами.  Центральную  часть  области  занимает
Верхнесосьвинская  депрессия,  обрамленная  со  всех  сторон  горны¬
ми  массивами.  Речная  сеть  приспособлена  к  системам  тектониче¬
ских  нарушений.
 СТРАНА  ЗАПАДНО-СИБИРСКАЯ  РАВНИНА
 Западно-Сибирская  страна  —  открытая  к  северу  равнина  со
слегка  приподнятыми  краями.  Полосой  возвышенностей,  идущих
в  широтном  направлении  (Сибирские  Увалы),  она  делится  на  две
части,  различающиеся  по  орографическим  признакам  и  строе¬
нию  чехла  рыхлых  отложений.  Север  равнины  наиболее  понижен
в  центральной  части,  занятой  долинами  Таза  и  Пура.  Юг  равнины
также  наиболее  понижен  в  центре,  в  среднем  течении  р.  Оби
и  низовьях  р.  Конды.  Южнее  располагаются  возвышенные  равни¬
ны,  занимающие  Обь-Иртышское  и  Иртыш-Тобольское  между¬
речья.  Крайний  юг  (на  границе  с  Алтае-Саянской  страной)  зани¬
мают  приподнятые  денудационные  плато  Обь-Чулымского  меж¬
дуречья.
 Границы  Западно-Сибирской  страны  прослеживаются  четко.
Западная  граница,  отделяющая  страну  от  горного  сооружения
Урала,  на  большей  части  выражена  в  рельефе  четким  уступом,
совпадающим  с  крупным  тектоническим  нарушением.  На  юге  гра¬
ница  по  мере  общего  поднятия  поверхности  Западной  Сибири
становится  более  расплывчатой.  Хорошо  выражена  южная  грани¬
ца  с  Казахской  складчатой  страной  и  восточная,  совпадающая
в  основном  с  долиной  Енисея.
 Поверхность  палеозойского  фундамента  Западно-Сибирской
равнины  опускается  от  бортов  к  осевой  части  плиты,  а  в  осевой
части  плиты  —  на  север.  Максимальная  мощность  мезо-  и  кайно¬
зойского  осадоч-ното  чехла  установлена  в  Усть-Енисейской  впади¬
не  и  превышает  6  км.
 Прибортовые  части  плиты,  образующие  ее  внешний  пояс,
имеют  форму  моноклинальных  склонов,  в  пределах  которых  по¬
верхность  фундамента  погружается  до  2,5  км.  Склоны  осложне¬
ны  структурами  II  и  более  мелких  порядков,  из  которых  особен¬
но  характерны  резкие  уступы  и  флексурные  перегибы,  отражаю¬
щие  разломы  фундамента,  параллельные  простиранию  бортов
плиты.  В  центральной  части  плиты  наблюдаются  замкнутые  впа¬
дины,  своды  и  валоподобные  поднятия.
 Геосинклинальный  режим  развития  Западной  Сибири  закон¬
чился  в  результате  герцинской  складчатости.  В  мезо-  и  кайнозой¬
ское  время  в  ходе  прерывистого  погружения  формировался  мощ¬
 76

ный  платформенный  чехол.  Аккумуляция,  преобладавшая  в  тече¬
ние  более  150  млн.  лет,  обусловила  равниниость  страны,  которая
является  наиболее  характерной  ее  чертой.
 В  неогене  и  четвертичном  периоде  сохранялась  тенденция
к  прогибанию  и  аккумуляции,  суммарная  величина  аккумуляции
достигает  150  м.
 Современный  рельеф  юга  Западной  Сибири  начал  формиро¬
ваться  в  постпалеогеновое  время,  после  регрессии  морских  бас¬
сейнов.  Однако  некоторые  элементы  рельефа  имеют  более  ранний
возраст.  Так,  наклонным  выровненным  поверхностям  у  юго-запад-
н  ого  об  р  ам  л  ен  и  я  ни  зм  ен  ности  ч  асто  прип  и  с  ьив  а  ют  а  бр  а  зи  онн  ы  й
генезис.  Последнее  подтверждается  наличием  маломощных  па¬
леогеновых  отложений.  Однако  сохранность  мезозойских  кор  вы¬
ветривания  свидетельствует  не  в  пользу  такого  предположения.
В  неогеновое  время  характерна  была  озерно-речная  аккумуля¬
ция,  области  распространения  которой  в  общих  чертах  предопре¬
делялись  расположением  новейших  структур.  Конец  неогена  оз¬
наменовался  регрессией,  осушился  шельф  Карского  моря.  В  те¬
чение  плейстоцена  рельеф  формировался  под  влиянием  морских
трансгрессий  и  оледенений,  частично  совпадавших  во  времени.
Совпадение  наложило  отпечаток  на  рельеф,  особенно  в  северной
части  низменности,  которая  была  занята  холодным  морским  бас¬
сейном.  Отложениями  этого  бассейна  сложена  значительная  часть
междуречий  к  северу  от  субширотного  отрезка  р.  Оби,  отличаю¬
щихся  выровненным  рельефом.  В  краевых  частях  низменности
спускавшиеся  с  гор  Урала  и  Путорана  ледники  оставили  всхолм¬
ленный  рельеф,  свойственный  областям  ледниковой  аккумуляции.
В  позднеплейстоценовое  и  голоценовое  время  морские  условия
периодически  устанавливались  на  низменных  побережьях.  В  ре¬
зультате  возникла  серия  морских  террас  на  полуостровах  Ямал,
Гыдан,  Тазовский.  Южнее  в  долинах  крупных  рек  сформировал¬
ся  комплекс  'низких  террас.
 В  южной  части  Западной  Сибири  (  к  югу  от  Сибирских  Ува¬
лов)  формирование  рельефа  протекало  в  условиях  смены  эпох
обводнения  и  осушения.  Поэтому  в  этом  районе  наряду  с  акку¬
мулятивными  (главным  образом,  аллювиально-озерными)  поверх¬
ностями  широко  распространен  денудационный  рельеф,  причем,
как  было  отмечено  выше,  на  значительной  части  территории
рельеф  подвергался  денудации  уже  с  палеогена.
 На  современном  этапе  развития  ведущий  экзогенный  процесс
на  всей  территории  Западной  Сибири  —  работа  рек,  характер
которой  не  одинаков  в  различных  ландшафтных  зонах.  Она  соче¬
тается  с  различными  мерзлотными  процессами  в  пределах  зоны
тундры,  лесотундры  и  северной  тайги,  с  суффозионными  и  эоло¬
выми  процессами  на  юге,  в  зонах  лесостепи  и  степи.  Активному
проявлению  склоновых  процессов  препятствует  выровненность
рельефа  и  крайне  малые  углы  наклона  поверхности,  на  большей
части  не  превышающие  1,5°.
 Следовательно,  в  течение  большей  части  новейшего  этапа  раз-
 77

Рис.  4.  Геоморфологические  страны  Западно-Сибирская  равнина  и  Новозе-
мельсжо-Уральская:
 ЗС  —  СТРАНА  ЗАПАДНО-СИБИРСКАЯ  РАВНИНА.  1  —  Северная  геоморфологическая  про¬
винция,  1  —  область  Ямало-Гыдаиская;  районы  —  1.1  —  Североямальский,  1.2  —  Южноямаль¬
ский,  1.3  —  Западногыданский,  1.4  —  Ямало-Гыданский;  2  —  область  Туруханско-Тазовская;
районы  —  2.1  —  Центральногыданский,  2.2—  Нижнеенисейский,  2.3  —  Туруханский,  2.4  —  Та-
зовский,  2.5  —  Пуро-Тазовский,  2.6  —  Пурский,  2.7  —  Пякупур-Ныбиехский,  2.8  —  Надымский,
2.9  —  Полуйско-Саттский,  2.10  —  Нижнеобско-Полуйский,  2.11  —  Казымский,  2.12  —  Салехард¬
ский,  2.13  —  Приуральский;  3  —  область  Сибирских-Увалов;  районы  —  3.1  —  Северососьвин-
ский,  3.2  —  Люлимворский,  3.3  —  Среднеобский,  3.4  —  Белогорский,  3.5  —  Сибирско-Увальский,
3.6  —  Верхнетазовский;  4  —  область  Южнокарская;  подобласти  —  4(1)  —  Югорско-Новоземель-
ская,  4(2)  —  срединного  поднятия  юга  Карского  моря,  4(3)  —  Ямало-Гыдаиской  отмели;  5  —
Ямало-Гыданская  прибрежно-эстуариевая  область;  II  —  Юэ/сная  геоморфологическая  провин¬
ция;  1  —  область  Среднеобская;  районы  —  /./—  Кондинский,  1.2  —  Сургутский,  1.3  —  Агаи-
ский,  1.4  —  Вахский,  1.5  —  Обь-Иртышский,  1.6  —  Тоболо-Ишимский;  2  —  область  Васюганская;
районы—2.1  —  Вершино-Васюганский,  2.2  —  Тарский,  2.3  —  Парабельский;  3  —  область  За-
уральско-Казахстанская;  районы  —  3.1  —  Туринский,  3.2  —  Тобольский,  3.3—  Ишим-Иртышский,
3-4  —  Североказахстанский;'  4  —  область  Кулундинско-Барабинская;  районы  —  4.1  —  Барабил-
ский.  4.2,  —  Кулундинский;  5  —  область  Приобско-Чулымская;  районы  —  5.1  —  Прииртышский,
5.2—Приобский,  5.3  —  Иксинский,  5.4—Причулымский;  6  —  область  1<еть-Тымская;  районы  —
 6.1 	—  Кеть-Чулымский,  6.2  —  Кеть-Тымский.
 78

вития  Западной  Сибири  прослеживаются  различия  в  ходе  релье¬
фообразования  в  северной  и  южной  ее  половине.
 Территория  Западно-Сибирской  равнины  может  быть  разделе¬
на  на  две  провинции  —Северную  и  Южную  (рис.  4).
 Северная  геоморфологическая  провинция
 Провинция  ограничена  с  юга  южным  склоном  Сибирских
Увалов.  На  севере  она  продолжается  в  пределы  шельфа  Карско¬
го  моря.  В  формировании  рельефа  Северной  провинции  решаю¬
щую  роль  сыграли  трансгрессии  и  оледенения,  способствовавшие
выравниванию  рельефа.  В  образовании  микроформ  большую
роль  играют  мерзлотные  процессы  и  заболоченность.  Колебания
высот  в  пределах  провинции  в  целом  увеличиваются  к  югу,  осо¬
бенно  к  юго-западу  и  юго-востоку  (местами  более  200  м).  Разли¬
чия  в  строении  рельефа  и  ходе  основных  рельефообразующих
процессов  позволяют  выделить  три  области.  К  этой  же  провинции
относятся  две  субаквальные  области  —  собственно  Южнокарская
и  Ямало-Гыданская  прибрежно-эстуариевая,  описание  которых
дано  в  разделе  «Карское  море».
 Область  Ямало-Гыданская.  Она  занимает  северную  часть  про¬
винции.  Для  нее  характерна  общая  выровненность  рельефа,  серия
разно  возрастных  террас,  наиболее  высоких  в  центральных  частях
полуостровов  Гыдан  и  Ямал.  На  Ямале  выделяются  террасы  вы¬
сотой  1—3,  5—8,  15—20,  30—40,  70—80  и  90—100  м.  На  Гыдане
самая  высокая  поверхность  достигает  125  м.  Наиболее  распрост¬
ранена  самая  низкая  терраса,  частично  заливаемая  при  нагонных
ветрах  и  достигающая  ширины  25  км.  Поверхность  низкой  терра¬
сы  почти  плоская.  Поверхность  более  высоких  террас  несколько
нарушается  мерзлотными  формами  рельефа.
 Ведущую  роль  в  формировании  рельефа  играют  реки,  обла¬
дающие  высоким  коэффициентом  стока  (до  0,8).  На  уступах  тер¬
рас,  склонах  озерных  впадин  и  других  наклонных  поверхностях
развивается  солифлюкция.  В  большинстве  случаев  долины  име-
 НУ  —  НОВОЗЕМЕЛЬСКО-УРАЛЬСКАЯ  СТРАНА.  I  —  Новоземельско-Пай-Хойская  про¬
винция;  1  —  Новоземельская  область  средиегорий;  районы  —  1.1  —  Североледниковый,  1.2  —
Южноледииковый,  1.3  —  Маточкин  Шар;  2—Новоземельская  область  низкогорий  и  равнин;
районы  —  2.1  —  Пухово-Вадетский,  2.2  —  Южный,  2.3—Гусиноземельский,  2.4  —  Западнопри¬
брежный,  2.5  —  Североприбрежный,  2.6  —  Восточноприбрежный,  плоскогорный,  сильно  рас¬
члененный,  3  —  Вайгач-Пайхойская  область  равнин  и  мелкосопочника;  районы  —  3.1  —  Вайгач-
ский,  3.2  —  Пайхойский;  II  —  провинция  осевой  зоны  Урала;  1  —  область  альпийского  средне¬
горья;  районы-^-  1.1  —  Заполярный  Урал,  1.2  —  Север  Приполярного  Урала,  1.3  —  Юг  Припо¬
лярного  Урала;  2  —  область  грядово-увалистого  среднегорья  Северного  Урала;  районы  —
 2.1 	—  Верхиещугорский,  2.2  —  Поясовый  Камень,  2.3  —  Кваркуш-Хоза-Тумп;  3—область  гря-
дово-останцового  низкогорья  Среднего  Урала;  районы  —  3.1  —  Висимо-Усьвинский,  3.2  —
Верхнечусовской;  4  —  область  грядового  среднегорья  Южного  Урала;  районы  —  4.1  —  Яман-
тауский,  4.2  —  Уралтауский;  5  —  область  низкогорий  и  плато  Южного  Урала  и  Мугоджар;
районы  —  5.1  —  Урало-Зилаирский,  5.2  —  Орь-Таналыкский,  5.3  —  Мугоджарский;'  III  —  Запад¬
ноуральская  провинция;  1  —  область  парм;  районы  —  1.1  —  Полюдово-Илычский,  1.2  —  Кед-
ровско-Вишерский  2  —  Уфимско-Чусовская  область;  районы  —  2.1  —  Косьвинско-Яйвинский,
 2.2 	—  Ик-Чусовской;  3  —  Сим-Нугушская  грядово-останцовая  область;  IV  —  Восточноураль¬
ская  провинция;  /  —  область  Урало-Тобольского  плато;  районы  —  1.1  —  Приуральский,  1.2  —
Увельско-Караганский,  1.3  —  Берсуат-Кумакский,  1.4  —  Карталы-Тетекольский;  2  —  область
Восточноуральской  равнины;  районы—2.1  —  Озерный,  2.2  —  Тагил-Исетский;  3  —  область  Ив-
дельско-Туринского  грядового  мелкогорья.  Другие  условные  обозначения  см.  на  рис.  3
 79

ют  пологие  склоны  со  сглаженными  уступами  террас  и  широким
днищем.  На  незакрепленных  растительностью  песчаных  морских
отложениях  наблюдаются  эоловые  процессы,  формирующие
дюны  и  котловины  выдувания.  На  Ямале  перевеваемые  пески  за¬
нимают  около  7%  площади.
 Морфологические  особенности  рельефа  и  характер  процессов
позволяют  выделить  в  пределах  области  четыре  района.  Три  из
них  в  основном  объединяют  фрагменты  древних  морских  террас,
переработанных  в  различной  степени  экзогенными  процессами,
а  четвертый  —  низкие  (Q)  террасы.
 Туруханско-Тазовская  область.  Она  охватывает  морские  и  лед¬
никово-морские  равнины,  расположена  непосредственно  к  югу  от
Ямало-Гыданской  области  и  обладает  значительным  сходством
с  ней,  которое  затрудняет  проведение  северной  границы.  Ее  отли¬
чают  несколько  большие  высоты  междуречий  и  большая  степень
переработки  их  эрозионно-денудационными  процессами,  обуслов¬
ливающими  волнистый  или  волн  исто-грядовый  рельеф.  В  разрезе
отложений  области  существенную  роль  играют  ледниково-мор¬
ские  образования,  в  краевых  частях  некоторое  участие  принима¬
ют  и  ледниково-моренные  комплексы.
 Основные  элементы  рельефа  в  пределах  области  —  плоские
или  холмисто-грядовые  междуречные  массивы  высотой  100—
150  м,  представляющие  собой  фрагменты  поверхности,  созданной
максимальной  среднечетвертичной  трансгрессией  и  переработан¬
ной  позже  эрозионно-денудационными  процессами,  и  обширные
понижения  (обычно  с  отметками  не  более  50—80  м),  использую¬
щиеся  речными  долинами  и  изобилующие  озерами  и  болотами.
 Современные  рельефообразующие  процессы  протекают  в  ус¬
ловиях  повышенного  увлажнения,  сплошного  распространения
вечной  мерзлоты  и  разреженной  древесной  растительности.  Меж¬
дуречья  заболочены.  На  них  формируется  характерный  микро¬
рельеф.  Несколько  лучше  дренированы  террасы  крупных  рек.
Переработка  рельефа  междуречий  осуществляется  главным  обра¬
зом  оолифлюкцией.  Область  подразделяется  на  13  районов.
 Область  Сибирских-Увалов.  Область  ледниковых,  водно-лед¬
никовых  и  ледниково-морских  возвышенных  равнин  образует  суб-
широтный  пояс,  суженный  в  средней  части  и  резко  отличающийся
от  северных  и  южных  областей  большими  высотами.
 Центральная  часть  области,  тянущаяся  вдоль  субширотного
отрезка  долины  Оби,  наименее  приподнята  (средняя  высота
120—140  м)  и  выровнена.  Поверхность  ее,  созданная  озерно-ал¬
лювиальной  и  ледниково-морской  (в  северной  части)  аккумуля¬
цией,  испытала  сводовые  поднятия  и  почти  не  подверглась  пере¬
работке  эрозионно-денудационными  процессами.  Лишь  кое-где
она  осложнена  эоловыми  формами.
 Западная  (Северососьвинская  и  Люлимворская  возвышенно¬
сти)  и  восточная  (Верхнетазовская  возвышенность)  окраины  об¬
ласти  значительно  более  приподняты  и  расчленены  эрозией.
Неровности  рельефа  являются  следствием  неравномерной  ледни-
 80

Таблица  9.  Области  и  районы  Северной  геоморфологической  провинции.—I
 Область
 Район
 Преобладающие  типы
рельефа
 Г  лубина
расчленения,
м
 Преобладаю¬
щие  высоты
(абс.),  м
 1
 2
 3
 4
 5
 Ямаль-
ско-Гыдан-
ская.  —1.1
 Североямаль¬
ский.  —  1.1.1
 Морская  террасо¬
вая  равнина
 25
 50-90
 Южноямаль¬
ский.  —  1.1.2
 Грядово-котло¬
винная  равнина
 40
 60-100
 Западногы-
данский.  —  1.1.3
 Плосковолнистая
 равнина
 20
 60-70
 Ямало-Г  ыдан-
ский  —  1.1.4
 Плоская  террасо¬
вая  равнина
 10
 20-30
 Турухан-
ско-Тазов-
ская.  —1.2
 Централыюгы-
данский  —  1.2.1
 Холмисто-грядо¬
вая  морская  рав¬
нина
 25-50
 50-161
 Нижнеенисей¬
ский.  —  1.2.2
 Волнистая  ледни¬
ково-морская  рав¬
нина
 25-50
 100-201
 /
 Туруханский.  —
1.2.3
 Плоская  равнина
с  отдельными  хол¬
мами
 10-25
 60—118
 Тазовский.  —
1.2.4
 Слабоволнистая
 равнина
 10-5
 Менее  50
 Пуро-Тазов-
ский.  —  1.2.5
 Волнистая  равни¬
на
 10-25
 50-133
 Пурский.  —
1.2.6
 Плоская  равнина
 До  5
 Менее  50
 Пякупур-Ны-
биехский.  —  1.2.7
 Приподнятая  зао-
зеренная  равнина
 10-25
 До  85
 Надымский.  —
1.2.8
 Плоская  равнина
 5-10
 До  50
 6 	1400 	81

Продолжение  табл.  9
 1
 2
 3
 4
 5
 Полуйско-
Саттский.  —1.2.9
 Возвышенная,
холмистая,  на  запа¬
де  —  грядово-хол¬
мистая  равнина
 25-50
 50-100
 Нижнеобско-
Полуйский.  —
1.2.10
 Террасы  и  пойма
рек  Оби  и  Полуй
 5-10
 Менее  50
 Казымский.  —
1.2.11
 Плоская  озерная
равнина
 До  5
 Менее  50
 Салехардский.
—  1.2.12
 Холмисто-грядо¬
вая  возвышенная,
расчлененная  рав¬
нина
 50-100
 80—131
 Приуральский.
-  1.2.13
 Холмисто-грядо¬
вая  равнина
 50-75
 Около  100
 Сибирских
Увалов.—  1.3
 Северосось-
в  и  некий.  —1.3.1
 Холмисто-грядо¬
вая  равнина
 200-286
 80
 Люлимвор-
 ский.--/.5.2
 Холмисто-ува  лис¬
тая  равнина
 100-242
 100-80
 Среднеобский.
-  1.3.3
 Днище  долины  и
низкие  террасы  ре¬
ки  Обь
 30-40
 До  5
 Белогорский.
—1.3.4
 Увалистая  при¬
поднятая  равнина
 160—231
 80
 Сибирско-
Увальский.  —
1.3.5
 Плоская  или  сла¬
боволнистая  равни¬
на
 100-150
 10
 Верхнетазов-
ский.  —1.3.6
 Возвышенная
холмисто-увалистая
и  грядово-холмис¬
тая  равнина
 180-285
 70
 82

ковой  аккумуляции  и  озерно-аллювиальной  аккумуляции  в  пони¬
жениях.  Впоследствии  рельеф  перерабатывался  склоновыми
и  флювиальными  процессами.  В  области  выделяются  шесть  гео¬
морфологических  районов  (табл.  9).
 Южная  геоморфологическая  провинция
 Южная  провинция  расположена  за  пределами  распростране¬
ния  четвертичных  морских  трансгрессий.  Она  отличается  боль¬
шей  древностью  рельефа  (многие  участки  приобрели  облик,  близ¬
кий  современному,  с  начала  неогена).  Речные  долины  не  запол¬
нялись  здесь  морскими  отложениями,  большую  (по  сравнению
с  Северной  провинцией)  роль  играет  денудационный  рельеф.  Пре¬
обладание  денудационных  процессов  в  течение  плейстоцена
объясняет  выходы  на  поверхность  на  больших  пространствах  или
неглубокое  залегание  палеогеновых,  а  на  юге  (Приобское  и  При-
чулымское  плато)  и  докайнозойских  коренных  пород.  Озерно-ал¬
лювиальная  аккумуляция  приурочена  к  областям  опусканий  (Ку-
лундинская,  или  Среднеобская,  впадина)  и  речным  долинам.
Провинция  разделена  на  шесть  областей.
 Область  Среднеобская.  В  ее  пределах  преобладает  выровнен¬
ный  уплощенный  рельеф,  созданный  озерно-аллювиальной
и  в  меньшей  степени  водно-ледниковой  аккумуляцией.  Водно¬
ледниковые  отложения  слагают  более  древние  (среднечетвертич¬
ные)  поверхности,  образующие  в  современном  рельефе  припод¬
нятые  участки  (Аганская  возвышенность  и  др.).  Региональные
различия  в  рельефе  обусловлены  в  основном  морфоструктурным
планом.  Так,  наиболее  мощные  озерно-аллювиальные  толщи  от¬
мечены  в  областях  опускания  в  бассейнах  рек  Конды,  Ваха
и  др.  Сургутская  низина,  расположенная  на  правом  берегу  Оби,
приурочена  к  склону  новейшего  поднятия.  Наклон  к  югу  подчерк¬
нут  параллельной  субмеридиональной  ориентировкой  долин.
Участок  озерно-аллювиальной  равнины  в  низовьях  Иртыша  от¬
личается  несколько  большими  высотами  (50—100  м)  и  эрозион¬
ным  расчленением:  резкие  овражно-балочные  врезы  сочетаются
с  плоскими  заболоченными  междуречьями.  Очень  малые  углы  на¬
клона  (менее  1,5°)  препятствуют  интенсивному  проявлению
склоновых  процессов.  Основные  рельефообразующие  процессы
в  настоящее  время  (как  и  в  течение  большей  части  плейстоце¬
на)  —  озерно-болотная  и  аллювиальная  аккумуляция  и  эрозион¬
ное  расчленение  придолинных  участков.
 Васюганская  область.  Это  выровненная,  относительно  припод¬
нятая  поверхность,  расположенная  на  междуречье  Оби  и  Ирты¬
ша.  Ее  высоты  увеличиваются  с  запада  на  восток  от  120  до
160  м.  Относительные  превышения  над  долиной  Иртыша—  50  м,
более  мелкие  реки  (Васюган,  Парабель,  Чай  и  др.)  врезаны  на
20—30  м,  имеют  асимметричные  долины  с  двумя  надпойменными
террасами  на  левобережье.  Аллювиальные  отложения  в  долинах
достигают  15  м  мощности.  На  междуречьях,  отличающихся  иде¬
 83.

ально  плоским  рельефом,  мощность  четЁертичных  отложений  не
превышает  10  м.  Ниже  залегают  неогеновые  образования.  Это
дает  основание  полагать,  что  рельеф  развивался  в  течение  всего
постнеогенового  времени  в  условиях  слабых  поднятий.  Эрозион¬
ное  расчленение  овражно-балочного  типа  отмечается  в  краевых
частях  области.  В  области  выделено  два  района.
 Зауральско-Североказахстанская  область.  Рельеф  области
формировался  в  условиях  преобладания  восходящих  тектониче¬
ских  движений,  амплитуда  которых  возрастала  с  приближением
к  складчатому  обрамлению.  Этим  объясняется  широкое  распро¬
странение  наклонных  структурно-денудационных  равнин  и  пла¬
то.  Абсолютные  отметки  их  убывают  к  центральной  части  равни¬
ны.  Западная  часть  области  приобрела  облик,  близкий  к  совре¬
менному,  после  регрессии  верхнепалеогенового  морского  бассей¬
на,  отложения  которого  залегают  в  непосредственной  близо¬
сти  к  поверхности.  В  последующий  этап  происходило  неглубокое
эрозионное  расчленение,  лучше  выраженное  в  северной  части
(бассейны  рек  Туры,  Исети,  Миасса),  и  формирование  плоских
суффозионных  западин.
 Сходное  строение  имеет  и  волнистая  наклонная  поверхность,
расположенная  на  междуречье  Тобола  и  Иртыша.  Однако  здесь
под  маломощным  четвертичным  чехлом  залегают  континенталь¬
ные  отложения  неогена.  На  фоне  волнистой  поверхности  выделя¬
ется  пониженная  полоса,  тянущаяся  вдоль  границы  с  Казахской
складчатой  страной;  облик  ее  предопределен  тектоническим  опус¬
канием.
 Положение  области  в  лесостепной  и  степной  зонах  обусловли¬
вает  значительную  роль  эрозионного  расчленения  (в  северной
части,  обладающей  достаточным  количеством  осадков)  и  поверх¬
ностного  смыва.  Последнему  способствует  разреженный  расти¬
тельный  покров.  На  значительных  территориях  проявляется  так¬
же  дефляция,  суффозия  и  карстовые  ятрсицеосы.
 Область  может  быть  разделена  на  четыре  геоморфологических
района.
 Кулундинско-Барабинская  область.  Эта  геоморфологическая
область  характеризуется  преобладанием  озерной  и  речной  акку¬
муляции  в  течение  большей  части  новейшего  этапа,  протекавшей
на  фоне  неотектонических  относительных  опусканий.  В  рельефе
область  выделяется  как  относительно  пониженный  участок  (вы¬
соты  105—115  м)  с  широким  распространением  озерных  впадин,
наиболее  крупная  из  которых  занята  озером  Чаны.  Северная
часть,  известная  под  названием  Барабинской  низменности,  распо¬
ложена  на  абсолютных  отметках  110—120  м;  разрез  ее  отложе¬
ний  включает  большие  мощности  плиоценовых  (до  50  м),  ниж¬
нечетвертичных  и  среднечетвертичных  (до  70  м)  осадков.  Харак¬
терно  широкое  распространение  гривного  рельефа,  предположи¬
тельно  эрозионно-денудационного  происхождения.  Современные
процессы  в  этой  части  области  представлены  аккумуляцией
и  суффозией.
 84

Таблица  10.  Области  и  районы  Южной  геоморфологической
провинции.—11
 Область
 Район
 Преобладающие  типы
 Преобладающие
высоты,  м
 рельефа
 абсолют¬
 ные
 относи¬
 тельные
 1
 2
 3
 4
 5
 Среднеоб¬
ская.—II.  1
 Кондинский.—
II.1.1
 Плоская,  местами
осложненная  гривами,
равнина
 50-60
 10
 Сургутский.—
II.1.2
 Наклонная  плоская
равнина
 30-60
 5
 Аганский.—
//.7.5
 Холмисто-увалистая
 равнина
 100-156
 30
 Вахский—  II.1.4
 Низменная  плоская
равнина
 30—40
 15
 Обь-Иртыш-
ский.—II.1.5
 Слабоволнистая,
с  уплощенными  меж¬
дуречьями  и  резким
овражно-балочным
расчленением  равнина
 50-100
 30
 Тоболо-Ишим-
ский.—II.  1.6
 Наклонная  плоская
заозеренная  равнина
 60-80
 10
 Васюган-
ская.—II.2
 Вершино-Васю-
ганский.—II.2.1
 Плоская  равнина
 120—140
 10
 Тарский  .—II.2.2
 Плоская  слаборас-
члененная  эрозией
равнина
 110-145
 30
 Парабель-
ский.—II.2.3
 Волнистая  равнина
 100—120
 20
 Зауральско-
Казахстан-
ская.—II.3
 Туринский.—
 II.3.1
 Слабохолмистая  при¬
поднятая  наклонная
равнина
 120-150
 40
 Тобольский.—
 11.3.2
 Наклонная  плоская
равнина  с  замкнутыми
озерными  западинами
 140—210
 35
 Ишим-Иртыш-
ский.—Н.З.З
 Приподнятая  на¬
клонная  к  северу,  ос¬
ложненная  гривно¬
ложбинная  равнина
 150-215
 25—50
 85

Продолжение  табл.  10
 1
 2
 3
 4
 5
 Североказах¬
станский.—II.3.4
 Относительно  пони¬
женная  равнина,  осло¬
жненная  озерными
впадинами
 100-120
 10-25
 Кулундинско-
Барабинская.  —
IIA
 Барабинский.—
II.4.1
 Равнина  плоская,  ос¬
ложненная  гривами
 110—120
 10—25
 Кулундин-
с  кий.—//.4.2
 Равнина  с  озерными
котловинами
 ЮО-120
 10
 Приобско-
 Чулымская.—
 П.5
 Прииртыш-
ский.—П.5.1
 Слабоволнистая,
приподнятая  расчле¬
ненная  равнина
 100-150,
останцы
до  300
 70
 Приобский.—
II.5.2
 Равнина  с  ритмич¬
ным  чередованием
ориентированных  гря-
дово-ложбинных  форм
 280-300,
на  севе¬
ре  до  200
 70
 Иксинский.—
II.  5.3
 Ровная,  расчленен¬
ная  в  придолинной
части  равнина
 120—166
 60
 Причулым-
ский  .—II.5.4
 Приподнятая,  рас¬
члененная  равнина
 200—336
 150
 Кеть-Тым-
ская.—II.6
 Кеть-Чулым-
 СШЙ.—Н.6.1
 Волнистая  равнина
 130—163
 50
 Кеть-Тым-
ский.—//.£.2
 Плоская  или  слабо-
волнистая
 100-150
 25
 Южная  часть  —  Кулундинская  впадина  —  крупное  понижение,
частично  занятое  озерными  ваннами,  наиболее  крупные  из  кото¬
рых  тектонического  происхождения.  С  поверхности  впадина  сло¬
жена  покровными  песчаными  отложениями,  частично  перевевае-
мыми.  Основная  поверхность  расположена  на  отметках
120—140  м,  уровень  озер  значительно  ниже  —  до  79  м.  Область
подразделена  на  два  района.
 Приобско-Чулымская  область.  Это  наклонное  плато  (исклю¬
чение  составляют  небольшие  по  площади  фрагменты  озерно-ал-
лювиальной  равнины  на  левобережье  Иртыша  на  крайнем  юге),
рельеф  которого  формировался  в  условиях  довольно  значитель¬
ных  поднятий.  Мощные  эрозионные  артерии  способствовали  акти¬
визации  эрозионно-денудационных  процессов.  Свидетелями  актив¬
ности  последних  являются  многочисленные  выходы  на  поверх¬
 86

ность  складчатого  фундамента,  местами  образующие  останцы,
и  общая  значительная  эрозионная  расчлененность.
 Долины  рек  хорошо  разработаны,  асимметричны  и  с  пологими
склонами.  Строение  их  и  конфигурация  в  плане  зависят  от  струк¬
туры.  Особенно  отчетливо  это  выражено  в  Причулымье,  где
долины,  встречая  антиклинальные  структуры,  образуют  коленооб¬
разный  /изгиб  и  следуют  вдоль  оси  поднятий.  При  пересечении
поднятий  они  заметно  суживаются.  Характерная  черта  рельефа
области  —  система  прямолинейных,  параллельно  вытянутых  гряд
и  ложбин,  прослеживающихся  в  пределах  Приобского  и  Причу-
лымского  плато.
 По  морфологическим  и  гипсометрическим  признакам  террито¬
рия  может  быть  разделена  на  четыре  района.
 Кеть-Тымская  область.  Она  занимает  уплощенную  залесенную
и  заболоченную  равнину  с  абсолютными  отметками  100—150  м
на  междуречье  Оби  и  Енисея.  Четвертичные  отложения  равнины
озерно-аллювиального  генезиса.  Оии  перекрывают  угленосные
осадки  палеогена,  а  вблизи  долины  Енисея  залегают  на  породах
складчатого  фундамента.  В  целом  рельеф  может  рассматривать¬
ся  как  аккумулятивный.  И  только  краевые  части  равнины,  при¬
поднятые  относительно  основных  речных  долин  на  десятки  мет¬
ров,  подвергаются  расчленению.  По  высотному  положению
и  степени  расчленения  область  делится  на  два  геоморфологиче¬
ских  района  (табл.  10).
 СТРАНА  ТУРАНСКАЯ  РАВНИНА
 На  территории  Туранской  равнины  геосинклинальный  режим
завершился  в  начале  мезозоя.  Меловые,  палеогеновые  и  неоге¬
новые  отложения  залегают  на  размытой  поверхности  пород  па¬
леозойского  фундамента  почти  горизонтально.-Современное  рас¬
пределение  высот  и  областей  денудации  и  аккумуляции  опреде¬
лили  новейшие  тектонические  движения.  Изучение  рельефа  новей¬
шей  тектоники  Туранской  равнины  (Сваричевская,  1965)  пока¬
зало,  что  крупные  элементы  современного  рельефа  начали  оформ¬
ляться  в  середине  или  конце  олигоцена.
 На  Туранской  равнине  господствуют  прямые  (унаследован¬
ные)  морфоструктуры.  Так,  Кызылкумской  равнине  с  ее  много¬
численными  горными  массивами  соответствует  одноименная  ан-
теклиза;  Чуйской  синеклизе  отвечает  Муюнкумское  понижение
и  т.  д.
 Туранская  равнина  располагается  в  средних  широтах  на  зна¬
чительном  удалении  от  океанов.  На  юге  территории  расположен
мощный  горный  барьер.  Поэтому  'климат  страны  аридный.  Пре¬
обладание  на  поверхности  песчано-глинистых  пород,  высокие
температуры  почво-грунтов,  разреженность  растительного  покро¬
ва  создают  условия  для  эоловых  процессов.  Флювиальные  фор¬
мы  распространены  относительно  слабо.  Широкие  долины  тран¬
зитных  рек  Амударьи,  Сырдарьи  и  многих  других  врезаны  в  ш>
 87

I
 i  «
 я  о
 A 	A 	ЯЗ
 ■ 	О. 	Я 	О
 -I 	О 	■"rt
 (  *
 .1,
 3  U
 n 	« 	I
 *} 	С4 	о
 I  А
 :  vo
 S  «
>»  л
 ЯЗ  и
X  О
 .  *  *  Я  '
 :  о.  ^  «
 :  2  &  а;
 >5
 I
 s  CS  >> 	.
 Г  2  «
 а  "
о  ^
 I
 О.  vo
 £  *
 X  та
Л  Я
 а  яз
 |  &  S
 1°  я
3  л  *
5  Й  >>
18*
•1IJ.
jJ?
 >  Q  I  2
.—N  я
см  00  о
 ■ 	я  2,
 I  £
 см  1-1
^-s
 CN  J3
 s
 <3
 ■ 	«  ч  •
 I  I  5
 £  3
*§■
 “■  s
 >*  s
b  ^
 ° 	£ 	•  «
 s 	Й 	«
 >» 	Я 	S
 ЯЗ 	Ч 	ЯЗ
 ч 	\o 	w
 ja 	о 	>*
 CO 	C( 	2
 3 	p 	й  ■
 v->  x  о  £
«3  0  8-  О
&  И  л  «
ctj  >»  я
и  S*<u  a
Я  о  c[
 as,
 c  5  I  *
 I 	^ 	U 	® 	J
 1 	N 	Я 	О 	*
 ^ 	i: 	« 	s
 я  <i>  a>
•  - 	€ 	a 	я
 5 	« 	>» 	л 	•«
 5- 	« 	X 	« 	а
 ? 	<u 	7 	о 	*
 «  X
Я  *
 i  1
 I  (N  r  '
 О  ^  ЯЗ  ft  у£  ^ 	_
 s  s  g  s  §  1  «  §
 &  1 	i«  gtf-'g  §:
 I  q.
 &  H
 <u  <u
DQ  Ю
 I
 ■«  *?  E
 aj
 *
 О
 *  «
 I  3
 &  I
 I  5  J  2  S  s  '§  I  “  "
 , 	ai 	я
 ! 	3 	и
 1 	^ 	&
 a  ►»
г  ^  H
 g  *
5  °
>?«
^  >»
 x  &
&N  C
 <u
 CQ  I
 a>  .  -  1
U  *  ^
я  1
л  ЯЗ  cs,
н  о  w
 0 	«  ^
я  я
 Pf
 g  H'
 1 	=?  *
 Л  1  s  c
 <L>  ‘O
 =f  I
 >»  О
 >fl  ^  Я  [s  D<
 4
 a
 *
 cj
 ^  r,
 =55  a
«  a
a  яз
о.  я
 5 	V
 ^  a
4*  со
C3  ЯЗ
 О.  4
Л  "
 Он 	4
 О 	3
 tH 	31 	'
 CO 	« 	^
 * 	S 	^
 CO
 <u 	о 	и
 о 	о. 	Я
 <Я  ct
 :  s  ^
й  <
 I
 о 	о 	о 	с 	о. 	^ 	■
 х 	н 	Я 	I 	2 	См 	А
 л 	л 	к 	I 	н 	х
 ч 	ч 	\о 	^ 	о 	.о
 л 	С 	О 	с\| 	>5 	в 	5Д
 в 	й 	I
 g 	о 	-
 ^ 	О 	I
 53 	О 	„
 a 	I 	а
 ,  «\> 	33
 го  Н  <и  I
 ^  s
4-  a
«  а*^
 Ь 	« 	о
 йй 	а 	о
 5 	« 	00
 2 	t 	I
 Й 	S 	Д
 - 	Сч)
 н 	w
 н  О  I
 я  1
^ 	^ 	в
 5  « 	1 	Л
 *  S  X
 !  g  ^  S  е
 1.  СО
 ;  2  .  о*  «j
х  «  к
d  3  'о
 I  (О  Е  '  “  О
н  VO  X  S  ^
 U  я  2  о
3  О)  рн  *  с
 ic§s  |
 I  I  .58
 ,  ^ 	«5
 «О  ^
 .  I  А  •-
:  1 	. 	н  я
 5  3  *  Я  3
 !  11  f  S
L-lr
 Э*  G.  5-
§ 	й 	- 	5
 g 	« 	I 	i
 u 	о 	a>
 е( 	- 	-
 «  (U
 :  'О
 я  Л  о  —
 *  а)  щ  о,  <n
 о  с  со  с
 ш  |  а  |  «
 d  J  .Is
 Ь  °i 	«
 О  ^ 	.  О
 с  ^  «см  е[
 О  s—'  Я  I  О)
 «  I  я
 ■ 	о 	„ 	я
 о  “  Я  А  «
 х  в  Я  X  ^
 ф  5  х  °  |
 S  «  Ч  ■«
и  р  я  я
D.  5  vo  ah
 ё  2  I  -  .*1
 11  §11
11^11
4  §01
 CO
 3  I  I
 •..  «  I
К  s  1
 Я  itf  CO
X  о
ул..
<u  ч  »я
a  я  s
s  a  m
a  я  о
C  s  «
^  a  >»
л  C  F
 5  g  Й  «  g
 Jilts
 >,«|9
 I  I
 V§
 3 	^
 3  a..
 >>  e
 0 	1 	-
 ^  a  I  3
 «  ае  я  a,  «  о
 'I 	•  “ 	я 	| 	У 	«
 d 	5 	g 	>* 	CQ 	g
 о 	a 	X 	? 	н
 ^  a  ^  ¥
о  is  a,  ~
x  *  я
I  ^
 I  .
 .,  >s  fed
-N  я  >>
 з  °  5
 * 	S  A
40  >*  e
a  ^
CX  4  C?
 2  l“H
 ^  2 	I  с
 >  о  л  I
а;  «  <n
ai  O
О  Ж  см
ч»  J3  О  ,
«  Ч  »-,  с
Q  Я 	'
 * 	£■■«
 «см  л
Я  О  X
«  ^  d  ►=(
•  от  10  Я
2  i5r  я
 S>  го
 «  о  к  I
 '  к  л  £  ^
'S.  4  Й  Р
С  н  g  ^
 ‘  fi  I  5
 С  л
 '  я  'о  к  ;
^  «  Л?  3  '
 >w 	* 	1
 3Я  X  -
 2  <и
 С4  к  £  S
»  о  ^  о.  ч
 у  °  я  ?с
*  Qj  Ч  с
3  Х'О  о
 !  2  s  !<
 &&§  I  i
 5  11»:
 vo  I
о  1
 я  л
 а  х
 С  &
 Я 	£ 	с* 	р? 	О.
 Г> 	f-» 	>ч  \ 	^ 	СЬ 	I
 1 	S 	г; 	R
 ^ 	СО 	О 	fj 	<и
 1 	« 	JS 	С? 	С
 Я 	^ 	0 	I
 I  О  I
у 	- 	| 	^
 «о  ^
 я  я
 ■  J3  *
 S  <
 со
 I
 f  §
е  9»
 я  >•  <
 &  Ч
 I  :
 »—t  Л  О  S  л  ^
 С  с;  \о  id  «  о
 а  vo
 •°  !гГ
ai  -•
 ^  I
о  I
 Я  CQ  ^
^  <
(X
 О,
 :  IX,
ч  <
к  ^
 СО  и  :
 Щ  X
Й  <
 К'
 §1
 СО  СЦ  t
 сх  н  г
Н  О
 и  !  ,
 Ю  Рн
 н
 о
 S
 Рн
 л  Л 	(3  о  я
 £ 	I 	I 	2  I
 S
 я
 о
 ‘00  *  S
е  2  к
о  *  S
 .  S  ^  I
 •  п  3  ^
°  а  ^
 ,  со  2  s
 ' 	п, 	Л 	IN
 ‘  3  О  .
 ^ 	я 	й
 : 	& 	ч 	я
 J3 	\о 	из
 О  -
 Z  &  .
*gc;
£  1
.I  s
^  ?!
 <и  а  см  го
 I
 о  см  см  VO
 tt  S
 2  >»
 с  fcd
 я 	<
 S  ^  I
 '  со
я 	^
 й  s  ^
*  s
 а  я  о,  я  о
 м  2  '
 « 	I
 a 	1
 яз  ^
 С  К  С'О
 я
 513
 $  1
 ЯЗ
 * 	& 	^ 	>5
 я  2  Г/
а  яз  ^
 ;с  &  I
 3  «  i  !
 b  *  -<  :
s  за
 а>  *  "  ;
 *  |  I  :
g  I  3  j
 СО  Я  I
<  2  ,2  t
 ill
 «  <U 	!
 2  s  «  1
 s  и  §  ;
5  I  &с
 >-  с;
 яг  *х
 „  _  «о
СО  S  ,я
 ^ 	я
 S*  S  «  в
 2  я  a  ’g
 I  5  Р  °
 1  ^  5  *
 со 	СО  >*
 -  I  I
 н  1  я
о  'о  h
 Щ
*  Й
х  ^
я:  О
 ° 	(-Н
 я  <
 О  X
 ч  с  W
 7  о
;  I  х
 см  CJ
 5  :
 (X
 .  S
 S  О  О
2  *  4
g  о  я
и  а  ^
 5  8  I
 S  и  со
с  ,
о,  I  см
 а  со-
^  °
 <и
 <1)
 См
 Ь, 	& 	I 	CV3
 я 	<и 	1 	•
 а 	« 	3 	^
 Ь  ч
I  :S
 : 	I-1
 см  >»
«  &
s  О.
 яг  р
о  С
 Ч  -  •  ^
 з^п
 3-  А
*  I  ^
 3  I  л'
 40  _  ^
 °  2  3
 я  £■
 «  О  Я
 1 	я; 	ч
 0 	vo 	.
 Л 	О 	)Я
 ^ 	^ 	I 	S
 : 	<и 	«
 !Й 	-* 	1
 1 	.. 	* 	:
 I 	Cvj 	^ 	•> 	(
 I 	Я 	X 	« 	J
 г 	^ 	| 	а 	я 	«
 « 	и 	Ь, 	И
 ! 	эЯ 	'3* 	g 	О 	;
 ! 	я 	я 	о 	Ъ
 « 	ч 	х 	Й
 £ 	S 	§ 	§
 1 	Я 	я 	2 	^
 г 	Й 	^ 	« 	ё
 ! 	S 	I 	1 	Й
 | 	Я 	со 	lo
 ' 	С 	^ 	* 	I
 Г  I  *  Д
 ! 	см 	О 	о 	vo 	1о
 о  'i  Я
 5  X  *
О  я  t;
 С  S*  «
 s  5
 я  Д
§  &
Н  С-1
 a  U
я  .
 ^  I
 1  5
 S
 о  vo
&  §
Ф  я
а  л
с  ч
о
 «  W
 Я  I
ЯЗ  I
О  см
 2  я  >»•
<и  о<-
яз  ct
2
 Ё  «■
 iS  S  g'
 1  *-,  Я  '-|
 К  I
 Я  см
tt  ..

верхность  равнины  всего  на  30—60  м.  Для  Туранской  равнины
характерны  невысокие  равнинные  плато  с  высотами  200—300  м
и  расположенные  между  ними  более  низкие  аккумулятивные  рав¬
нины.  Среди  равнин  изредка  поднимаются  островные  горы  и  гор¬
ные  кряжи  высотой  до  1000  м.
 Особенности  морфологии  и  строения  рельефа  страны  позволя¬
ют  разделить  ее  на  четыре  геоморфологические  провинции
(рис.  5).  При  геоморфологическом  районировании  Туранской
равнины  нами  использовались  ранее  предложенные  схемы  рай¬
онирования  и  прежде  всего  схемы  3.  А.  Сваричевской  (1965),
Б.  А.  Федоровича  и  Р.  А.  Сорокиной  (1976).  Естественно,  что  они
увязаны  с  принятой  нами  общей  схемой  районирования  Совет¬
ского  Союза.
 Центральное  положение  среди  Туранской  равнины  занимает
наиболее  пониженная  Арало-Каракумская  провинция,  выстлан¬
ная  молодыми  четвертичными  и  неогеновыми  осадками.  С  запада
ее  ограничивает  система  невысоких  плато,  сложенных  с  поверх¬
ности  бронирующими  породами  миоцена,—  Устюрт-Мангышлак-
ская  провинция.  На  севере  'выделяется  провинция  невысоких  пла¬
то  Тургая,  на  юго-востоке,  где  огромные  массы  обломочного  ма¬
териала,  выносимого  с  возвышающихся  над  равниной  гор,  ‘ком¬
пенсировали  прогибание  предгорий,  'расположены  наклонные  ак¬
кумулятивные  равнины  Кызылкум-Муюнкумской  провинции.
 Арал-Каракумская  провинция
 Провинция  занимает  центральную  часть  страны.  Большая
часть  ее  занята  крупнейшими  песчаными  пустынями.  В  середине
расположено  Аральское  море,  описание  которого  приводится  во
втором  разделе  работы.
 Палеозойский  фундамент  в  Арало-Каракумской  провинции
почти  не  выходит  на  поверхность.  Древние  породы  обнажаются
лишь  в  островных  горных  массивах  и  в  долинах  рек  по  окраинам
провинции.  Палеогеновые  и  меловые  породы,  а  также  неогеновые
и  четвертичные  отложения  залегают  горизонтально,  характерная
черта  рельефа  —  равнинность.  Равнинность  территории  —  следст¬
вие  незначительной  (для  платформенной  территории)  амплитуды
неоген-четвертичных  тектонических  движений.  Тектонические
опускания  компенсированы  осадконакоплением.  Амплитуды  под¬
нятий  и  опусканий  колеблются  от  +50  до  —700  м.  В  предгорных
прогибах,  непосредственно  граничащих  с  горными  сооружениями,
величина  тектонических  погружений  за  неоген-четвертичное  вре¬
мя  в  несколько  раз  больше  —  до  4000  м.
 Значительна  роль  аккумулятивной  деятельности  крупных
рек.  В  неогене  (по  сравнению  с  палеогеном)  питание  рек  обло¬
мочным  материалом  увеличивалось  в  несколько  раз  за  счет  на¬
растающего  увеличения  высоты  гор.  Позже  накопившиеся  нано¬
сы  перевевались  ветром,  особенно  в  сухие  эпохи'  четвертичного
периода.  В  пустынях  Арал-Каракумской  провинции  процессы
 90

дефляции  и  перевевания  песков,  а  также  отложение  лёссов  по  их
периферии  происходят  и  в  настоящее  время.
 Провинция  делится  на  четыре  области.
 Область  Северное  Приаралье.  Между  Аральским  морем,  усту¬
пами  Чаграйского  плато  и  Тургайской  столовой  страной  до
р.  Сырдарьи  располагается  область  Северное  Приаралье.  Это
песчано-солончаковая  равнина  с  высотами  от  50  до  300  м,  над
которой  поднимаются  плато  и  'отдельные  плосковершинные  го¬
ры—  турткули.  Меридионально  вытянутые  участки  плато  разде¬
лены  широкими  понижениями.  Рыхлые  отложения  четвертичного
возраста  маломощны.  По  3.  А.  Сваричевской  (1965),  такой  ха¬
рактер  рельефа  —  результат  дифференцированных  тектонических
движений  в  новейшую  эпоху.  Антиклинальные  складки  соответст¬
вуют  платообразным  возвышенностям,  синклинальные  —  пониже¬
ниям.  Однако  часть  понижений  инверсионного  характера.  В  об¬
ласти  выделяются  семь  геоморфологических  районов  (табл.  11)*
 Сырдарьинская  область.  Это  в  основном  низменная  аккумуля¬
тивная  равнина.  Она  включает  западную,  наиболее  пониженную,,
часть  Кызылкумов,  современную  и  древние  дельты  рек  Сырдарьи,.
Чу  и  Сарысу.  По  правобережью  Сырдарьи  расположена  равнина
с  многочисленными  и  довольно  крупными  «островами»  плато.
Широкая  полоса  (100—200  км)  восточного  побережья  Аральско¬
го  моря  представляет  собой  древнюю  дельту  Сырдарьи  с  много¬
численными  сухими  руслами  брошенных  рекой  проток.  На  этой
территории  основной  облик  ландшафта  определяют  такыры
и  песчаные  массивы  с  грядово-ячеистым  эоловым  рельефом..
В  нижнем  течении  русло  Сырдарьи  приподнято  над  окружающей
местностью,  современная  дельта  реки  далеко  выступает  в  Араль¬
ское  море.  Ежегодно  она  продвигается  в  сторону  моря  примерно
на  50  м.  В  пределах  дельты  река  распадается  на  рукава,  много*
озер  (Камышлыбаш,  Каракель  и  др.).
 Амударьинская  область.  В  пределах  области  древний  фунда¬
мент  и  перекрывающие  его  мел-палеогеновые  отложения  глубока
погружены  под  толщи  неоген-четвертичных  осадков.  Исключени¬
ем  является  горный  массив  Султануиздаг.  Рельеф  сформировал¬
ся  в  ходе  аккумуляции  наносов  Амударьей  в  голоцене  и  верхнем
плейстоцене.  Лишь  по  правобережью  реки  встречаются  формы
рельефа,  сформированные  в  среднем  плейстоцене  и  неогене.  Флю-
виальный  рельеф  древних  дельт  Амударьи  преобразован  ветром..
В  пределах  области  выделяются  восемь  районов.
 Каракумская  область.  Каракумы  —  одна  из  величайших  пес¬
чаных  пустынь  мира.  Ее  протяженность  с  запада  на  восток  поч¬
ти  1000  км,  а  с  севера  на  юг  —  около  400  км  (включая  Заущуз-
ское  плато).  Поверхность  Каракумов  снижается  с  востока  на  за¬
пад  от  330  до  30  м.  Преобладают  высоты  80—150  м.
 Поверхность  большей  южной  части  Каракумской  равнины
сложена  песками  нижне-  и  среднеплейстоценового  возраста  мощ¬
ностью  500—900  м.  Пески  образовались  в  результате  заполнения
широкого  понижения  осадками  Пра-Амударьи,  а  также  рек,  сте¬
 91

кавших  с  Копетдага.  Наиболее  глубокая  часть  погруженной  до-
неогеновой  поверхности  (более  4000  м)  приурочена  к  нешироко¬
му  (около  100  км)  Предкопетдагскому  прогибу.  Величина  опус¬
каний  уменьшается  к  северу,  по  мере  удаления  от  подножия  Ко¬
петдага.  В  верхнем  плейстоцене  в  процессе  перевевания  сформи¬
ровался  эоловый  рельеф  Каракумов.  Наиболее  типичны  грядовые
пески,  котловинно-грядовые,  ячеисто-грядовые,  а  также  бугристые
пески  (Сваричевская,  1965).  Немалую  площадь  (до  50%)  зани¬
мают  ровные  поверхности  такыров.  Каракумская  равнина  делит¬
ся  на  восемь  районов,  объединенных  в  две  подобласти.
 Подобласть  Низменных  Каракумов  ■—по  большей  части  неоге¬
новая  и  раннечетвертичная  дельты  Пра-Амударьи.  Характерен
грядовый  рельеф,  местами  —  барханный.  Доля  барханных  песков
возрастает  к  юго-востоку.
 Подобласть  Заунгузское  плато  —  приурочена  к  асимметрично
построенной  антеклизе  с  более  пологим  северным  крылом.  В  от*
личие  от  Устюрта  сарматские  отложения  здесь  перекрыты  аллю¬
вием  Амударьи.  Высоты  плато  понижаются  к  северу  и  западу  от
240  до  90  м.  Северная  и  центральная  части  плато  обладают  по¬
логоволнистым  рельефом  перевеянных  песков.  Широкие  мериди¬
ональные  понижения  разделены  уплощенными  повышенными  уча¬
стками,  на  которых  залегает  кора  выветривания.  У  южной  гра¬
ницы  Заунгузского  плато  протягивается  цепь  впадин,  занятых  со¬
лончаками,—  Унгуз  (табл.  11).
 Устюрт-Мангышлакская  провинция
 Провинция  почти  повсеместно  ограничена  крутыми  уступа¬
ми—  чинками.  В  тектоническом  отношении  это  эпигерцинская
платформа.  Территория  провинции  приподнята  над  прилегающими
равнинами  на  100—300  м.  Фундамент  лишь  на  небольшой  площа¬
ди  выходит  на  поверхность  из-под  горизонтально  залегающих
пластов  кайнозойских  отложений.  Прослеживается  четкая  приу¬
роченность  к  антиклиналям  поднятий  рельефа,  а  к  синклина¬
лям  —  понижений,  частично  занятых  сорово-дефляционными  впа¬
динами,  сформировавшимися  в  результате  выноса  ветром  мате¬
риала,  подготовленного  соляным  выветриванием.
 Различные  сочетания  типов  рельефа  позволили  разделить
Устюрт-Мангышлакскую  геоморфологическую  провинцию  на  три
геоморфологические  области.
 Область  Мангышлакская.  На  севере  области  находится  круп¬
ное  антиклинальное  поднятие.  Высота  залегания  сарматских  из¬
вестняков  по  мере  приближения  к  своду  складки  увеличивается
более  чем  на  200  м  (Сваричевская,  1965).  Современный  рельеф
Мангышлака,  возникший  в  послесарматское  время,  обусловлен
дальнейшим  ростом  складки  и  ее  денудационным  расчленением.
Северную  часть  области  занимает  система  хребтов,  протягиваю¬
щихся  с  юго-востока  на  северо-запад  и  разделенных  межгорны-
ми  впадинами.  Хребет  Каратау  образует  осевую  часть  низкого’р-
 92

Таблица  11.  Области  и  районы  Арал-Каракумской  геоморфологической
провинции.—/
 Преобладающие
высоты,  м
 Область
 Подобласть
 Район
 Преобладающие
типы  рельефа
 абсолют¬
 ные
 относи¬
 тельные
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Северное
Приара-
лье.  —1.1
 Больших  Бар¬
суков.  —1.1.1
 Грядово-запа-
динная  равнина
 160-53
 75
 Жаксыбатуй-
ский.  —1.1.2
 Плато  с  солон¬
чаковыми  впа¬
динами
 327—53
 100
 Малых  Барсу¬
ков.—1.1.3
 Волнистая  пес¬
чаная  равнина
 150—100
 50
 Челкар-Сакса-
ульский.  —  1.1.4
 Турткулевый
 (останцовый)
 226-53
 70
 Приарал-Ка-
ракумский.  —
1.1.5
 Барханные  и
ячеистые  пески
 118-53
 15
 Челкар-Теи-
гизский.  —1.1.6
 Плоская  рав¬
нина
 100—50
 50
 Иргизский.  —
1.1.7
 Песчаная  рав¬
нина  с  туртку-
левым  рельефом
по  периферии
 100-50
 50
 Сырдарь-
 инская.—
 1.2
 Приреч¬
ная.  —
1.2(1)
 Дельтовый.  —
I.2  (1).1
 Плоская  дель¬
товая  равнина
 78-53
 15
 Дарьялыкский.
-1.2(1).2
 Такырные  '
равнины  с  ост¬
ровами
 192-70
 20
 Сырдарьин-
ский.^  1.2(1).3
 Аллювиальная
 равнина
 Сп
 0
 1
о
о
 10
 93

Продолжение  табл.  11
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 При-
аральская.
-  1-2(2)
 Приараль-
ский.  —  1.2(2).1
 Аллювиаль¬
ная  равнина  с
перевеваемыми
песками  и  со¬
лончаками
 100-53
 20
 Жанадарьин-
ский.  —  1.2.(2).2
 Аллювиальная
 равнина
 100-110
 10
 Сары-
 суйская.—
 1.2.(3)
 Арыскумский.
-  1.2(3)  Л
 Невысокое
плато  с  котло¬
виной  озера
Арыс  в  центре
 150-75
 25
 Нижнесары-
суйский.  —
1.2(3).2
 Аллювиальная
равнина  с  со¬
лончаковыми
впадинами
 180-150
 15
 Чуйский.  —
1.2(3).3
 Песчаная  рав¬
нина  с  эоловым
рельефом
 172-150
 15
 Амударь-
инская.—1.3
 Муйнакский.—
 1.3.1
 Равнина  сов¬
ременной  дель¬
ты
 70-53
 10
 Ургенчский.—ч
1.3.2
 Равнина  сов¬
ременной  и
позднеплейсто¬
ценовой  дельты
 100-70
 10
 Ташаузский
(Присарыка-
мышский).—  1.3.3
 Древняя  дель¬
та  с  частично
перевеянным  ал¬
лювием
 100-50
 20
 Сарыкамыш-
ский.  —  1.3.4
 Озерная  кот¬
ловина
 50-
 (-45)
 10
 Зеравшан-
Амударьин-
ский.  —1.3.5
 Древняя  дель¬
та  с  эоловым  пес¬
чаным  рельефом
 180-100
 50
 94

Продолжение  табл.  11
 1
 2
 3
 .4
 5
 6
 Бельтауский.
-  1.3.6
 Равнина  с  пес¬
чаными  эоловы¬
ми  формами
рельефа
 140-50
 50
 Султануиздаг-
ский.  —1.3.7
 Низкогорный
и  платообразный
 473-200
 200
 Амударьин-
ский.  —1.3.8
 Равнина
 70-100
 100
 Каракум¬
ская.—  1.4
 Низмен¬
ных  Кара¬
кумов.  —
14.(1)
 Центрально¬
каракумский.  —
1.4(1).!
 Грядовая  рав¬
нина
 120-150
 Восточнокара¬
кумский.  —
1.4(1).  2
 Грядово-бар-
ханная  равнина
 200-150
 50
 Тедженский.—
 1.4(1).3
 Дельтовая
 равнина
 220-150
 50
 Мургабский.—
1.4(1).4
 Дельтовая
 равнина
 220-150
 50
 Келифский.—
1.4(1).5
 Дельтовая
 равнина
 240-170
 60
 Заунгуз-
ское  пла¬
то.—
 1.4(2)
 Прихорезм-
ский.  —1.4(2).  1
 Барханно-гря¬
довая  равнина
 100
 50
 Центрально-
заунгузский.—
1.4(2).2
 Крупногрядо¬
вое  плато
 150-100
 50
 Приунгузский.
-1.4(2).3
 Дефляционная
(кыровая)  возвы¬
шенная  равнина
 240-150
 50
 95

ного  поднятия  (наибольшие  высоты  —  555  м).  К  югу  и  северу  от
осевого  хребта  тянутся  две  гряды  куэстового  типа  —  Северный
и  Южный  Ак-Тау;  высота  куэст  —  около  300  м.  От  хребта  Кара-
тау  они  отделены  понижениями.
 Южнее  антиклинального  поднятия  располагается  Южноман-
гышлакское  плато  высотой  от  40  до  280  м.  Оно  ограничено  со
всех  сторон  уступами  высотой  до  180  м.  На  плато  располо¬
жены  глубокие  бессточные  впадины.  Самая  глубокая  из'них  —
впадина  Карагие  (—132  м).  Днища  впадин  заняты  солонча¬
ками.
 На  востоке  области  расположена  система  впадин  Карын-Жа-
рык,  которая  протягивается  от  залива  Кара-Богаз-Гол  на  север,
вклинивается  узкой  полосой  между  хребтами  Каратау  и  Южно-
мангышлакским  плато.  Абсолютные  отметки  впадины  в  наиболее
глубоких  частях  достигают  —71  м.  Разделяющие  впадины  участ¬
ки  плато  имеют  высоту  150—210  м.  Образование  впадины  Кара¬
гие  связано  со  структурными  факторами  и  дефляцией,  Карын-
Жарык  —  реликт  древней  речной  долины,  некогда  впадавшей
в  залив  Кара-Богаз-Гол.
 Поверхность  плато  подвержена  воздействию  различных  арид¬
ных  процессов  рельефиобразования,  особенно  ярко  проявляется
дефляция  (как  на  положительных  формах  рельефа,  так  и  во  впа¬
динах).  Большое  количество  водотоков,  действующих  короткое
время  весной,  обусловливает  интенсивный  снос  материала  в  по¬
ниженные  участки,  выработку  глубоких,  часто  каньонообразных
долин  —  саев,  склоны  которых  в  сухое  время  года  подвергают¬
ся  обработке  ветром.  Аридность  климата  и  резкие  различия  в  ли¬
тологии  слагающих  пород  способствуют  весьма  четкому  проявле¬
нию  структурных  особенностей  территории.
 Область  разделяется  на  две  подобласти  —  Каратауского  анти-
клинория  и  плато,  бронированного  сарматскими  известняками
(названия  и  характеристики  по  В.  А.  Федоровичу,  Р.  А.  Сороки¬
ной,  1975).  В  пределах  области  выделяются  шесть  районов
(табл.  12).
 Область  Устюртская.  От  области  Мангышлак  на  восток  до  за¬
падных  берегов  Аральского  моря  располагается  плато  Устюрт.
Кроме  юго-восточной  окраины,  плато  повсюду  окаймлено  и  пред-
чинковыми  желобами  выдувания,  и  вертикальными  обрывами  —
чинками.  Юго-восточная  окраина  плато  постепенно  спускается
к  плоской  Сарыкамышской  впадине.  В  ряде  мест  поверхность
плато  наклонена  от  чинков  к  внутренним  частям.  Высота  плато
от  180  до  370  м.  Днища  небольших  котловин,  расположенных
в  пределах  плато,  лежат  на  абсолютных  отметках  от  —67  до
—89  м.
 Устюрт  —  крупнейшая  обращенная  морфоструктура  Туран¬
ской  равнины.  Рельеф  аридно-денудационного  плато  обусловлен
почти  горизонтальным  залеганием  миоценовых  (сарматских)  из¬
вестняков,  под  которыми  залегают  гипсы  и  пески  нижнего  мио¬
цена  и  глины  олигоцена.
 96

Таблица  12.  Области  и  районы  Устюрт-Мангышлакской
геоморфологической  провинции.—II
 Область
 Подобласть
 Район
 Преобладающие
типы  рельефа
 Преобладг
 высоть
 н
 .  2
 8  2
 \о  л
 Л  X
 нощие
I,  м
 г
 к  2
 О  к
 о  л
X  Ч
{-  О)
 о  н
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Мангыш-
лакская.  —
 ил
 Карата-
уская.  —
11.1(1)
 Тюпкараган-
ский.—II.1(1).1
 Плато  с  соро-
во-дефляцион-
ными  западина¬
ми
 150
 178
 Каратауский.
-11.1(1).2
 Скалистое
 низкогорье
 555
 400
 Бесчакульский.
—11.1  (1).3
 Грядовое  хол-
мо-горье  с  мно¬
жеством  сухих
долин
 200—220
 50
 Южно-
машыш-
лакская.—
11.1  (2)
 Карагиенский.
—11.1  (2)  Л
 Солончаковая
впадина  и  при¬
морская  песча¬
ная  равнина
 —132
 280
 Южиомангыш-
лакский.—IIЛ
(2).2
 Ярусное  пла¬
то  с  солончако¬
выми  котлови¬
нами
 280
 240
 Карын-Жарык-
ский.—II.1  (2  ).3
 Солончаково-
 дефляциоиная
 впадина
 -70
 170
 Устюрт-
ая.—11.2
 Север¬
ная.—II.2
(1)
 Североустюрт¬
ский—  II.2  (1).1
 Приподнятое
 плато
 150-100
 &
 50
 Самский.—
11.2  (1)Л
 Равнина  с  со¬
лончаковыми
котловинами
и  массивами
песков
 256—150,
 100-70
 100
50  .
 Приаральский.
—II.2  (2).3
 Плоское  при¬
поднятое  плато
 256-150
 100
 97

Продоло/сение  табл.  12
 Заузбой-
ского  хол-
могорья.—
II.3
 Барсакельмес-
ский.—II.2  (1)А
 'Понижен  нос
плато  с  -обшир¬
ными  солонча¬
ками
 150-71
 80
 Внутренний.—
11.2  (1).5
 Плоское  пла¬
то
 150-120
 30
 Средин¬
ная.—II.2
 (Ю
 Карабаурский.
—II.2  (2)А
 Слабовыпук¬
лое  антикли¬
нальное  плато
 291-200
 90
 М  у  зб  е  л  ыск  и  й.  —
II.2  (2).2
 Слабовыпук¬
лое  антикли¬
нальное  плато
 342-200
 120
 Южная.
—II.2.  (3)
 Ассаке-Аудан-
ский.—II.2  (3)А
 Низкие  плато
с  сетью  сухих
долин
 150-27
 60
 Капланвдр-
■ский.—II.2  (3).2
 Антиклиналь¬
ное  (волнистое
плато
 300—100
 150
 Прикарабогаз-
ский.—II.2  (З).З
 Плоское  плато
 300-150
 60
 Прикарабогаз-
ский.—II.3.1
 Плоская  со¬
ляная  равнина
 -28-0
 10
 Прикаспий¬
ский.—II.3.2
 Холмистая
песчаная  рав¬
нина
 От  150
 до  —28
 178—
 150
 Крашовод-
ский.—II.3.3
 Плато
 150-50
 100
 Туаркырский.—
11.3.4
 Хол'могорье
 437-100
 237—
 100
 Челюнкры-Те-
кедж-икский.—
11.3.5
 Моноклиналь¬
ное  наклонное
плато
 370-200
 170—
 100
 Карасорский  —
11.3.6
 Солончаковая
 равнина
 150-0
 100—
 50
 98

На  плато  выделяются  орографические  элементы  II  и  III  по¬
рядков:  различной  величины  впадины'  и  возвышенности.  Поверх¬
ность  плато  Устюрт  отличается  большим  однообразием,  наруша¬
емым  невысокими  плосковерхими  останцами  и  структурными
уступами.  Изменения  высот  в  пределах  области  связаны  с  весь¬
ма  пологими  складчатыми  дислокациями,  деформировавшими  по¬
верхность  бронирующих  пластов.  Немногочисленные  пологие  гря¬
довые  возвышенности  приурочены  к  .  антиклиналям  —  широким
и  невысоким  увалам  Карабаур,  Музбель,  вытянутым  в  восточно¬
юго-восточном  направлении.  Они  ограничены  еще  более  широки¬
ми  и  пологосклонными  понижениями.  В  чинках  и  осевых  частях
пологих  складок  изредка  на  поверхность  выходят  палеогеновые,
а  на  юге  в  наиболее  высоких  частях  —  пермские  и  триасовые  от¬
ложения.  Во  впадинах  залегают  озерные  четвертичные  или  верх-
иеплиоценовые  отложения.  На  Устюрте  распространены  карсто¬
вые  формы,  которые  приурочены  к  крыльям  тектонических  под¬
нятий  -и  прогибов.
 Геоморфологическая  область  Устюрт  разделяется  на  Север¬
ную,  Срединную  и  Южную  подобласти,  каждая  из  которых  со¬
стоит  из  нескольких  районов.  Всего  выделено  10  районов  (табл.
12).
 Область  Заузбойская  (Заузбойские  холмогорья).  Она  отлича¬
ется  сложным  геологическим  строением  —  наличием  ряда  складок
и  блоков.  Платформенный  чехол,  образованный  меловыми  поро¬
дами,  прорезан  ветровой  и  водной  эрозией,  и  на  поверхность  вы¬
ходят  смятые  в  складки  породы  палеозоя  и  нижнего  мезозоя.
Пестрота  геологического  строения  обусловливает  разнообразие
рельефа.  Преобладают  платообразные  участки  и  территории
с  низкогорным  или  холмогорным  рельефом.  Много  небольших
впадин,  занятых  солончаками  или  перевеваемыми  песками.
 Плато  бронированы  прочными  породами  разного  возраста.
Нижнемеловые  песчаники  бронируют  плато  Текенджик  и  Беги-
арслан,  верхнемеловые  известняки  —  плато  Аккыр,  миоценовые
известняки  —  плато  Челюнкры,  а  молодые  акчагыльские  извест¬
няки  —  Красноводское  плато. 	^
 К  Каспию  и  Кара-Богаз-Голу  прилегают  плоские  низменные
равнины.  Массивы  навеянных  песков  —  Чильмаметкум,  Учтаган-
кум  —  поднимаются  на  100—150  м  над  Каспием.
 Область  подразделена  на  шесть  районов.
 Тургай-Бетпакдалинская  провинция
 Тургай-Бетпакдалинская  геоморфологическая  провинция  зани¬
мает  северную  и  северо-восточную  окраины  Туранской  равнины.
Она  включает  Тургайское  и  Чаграйское  плато,  Тобол-Убоганское
понижение,  плато  западной  периферии  Казахского  низкогорья
и  плато  Бетпак-Дала.  Абсолютные  высоты  местности  от  200  до
320  м.  Наибольшие  высоты  приурочены  к  подножию  гор  Урала
и  Центрального  Казахстана.  Горизонтальное  залегание  брониру¬
 99

ющих  пород  определяет  плосковершинность  междуречий.  Чем
ближе  к  осевой  части  —  к  оси  Тургайского  прогиба,  тем  расчле-
неннее  становится  плато  и,  наконец,  распадается  на  множество
плосковершиниых  возвышенностей,  или  столовых  гор  —туртку-
лей.  В  широких  понижениях  местами  располагаются  солончако¬
вые  котловины  или  перевеваемые  пески.  Сохранились  долины
древней  речной  сети  шириной  до  30  км.  Междуречные  поверхно¬
сти  сложены  песчаниками  среднеплиоценового  возраста.  По  рель¬
ефу  провинция  делится  на  четыре  области  и  13  районов.
 Область  Тургайское  плато.  На  западе  она  примыкает  к  Му-
годжарам  и  цокольной  равнине  юго-восточного  Зауралья.  Рель¬
еф  междуречий  —  плоский.  В  западной  части  плато  расчленено
слабо.  На  междуречьях  встречаются  мелкие  и  плоские  озерные
котловины  или  же  крупные  котловины,  занятые  солончаками.
Ближе  к  Тобол-Убоганскому  понижению  —  к  осевой  части  Тур¬
гайского  прогиба—эрозионное  расчленение  заметно  увеличивает¬
ся,  плато  распадается  на  отдельные  столовые  горы  —  турткули.
Намечается  три  уровня  вершинных  поверхностей  плато,  брониро¬
ванных  прочными  породами  олигоцена  и  миоцена.  Особенно  силь¬
но  расчленена  юго-восточная  часть  плато.  Этому  способствовала
значительная  дифференциация  тектонических  движений  в  неоген-
четвертичное  время.  Тургайское  плато  делится  на  четыре  геомор¬
фологических  района.
 Область  Тургайская  депрессия.  Она  вытянута  почти  меридио¬
нально  пониженной  полосой,  и  собственно  с  ней  связан  прижив¬
шийся  в  литературе  термин  «Тургайский  пролив».  Это  в  основ¬
ном  плоская  эрозионно-аккумулятивная  равнина  со  слабоволни¬
стым  рельефом,  широкими  долинами  пересыхающих  рек,  с  об¬
ширными  массивами  эоловых  песков  и  многочисленными  котло¬
винами  соленых  озер.  Вдоль  нее  предполагается  осуществить
сброс  вод  сибирских  рек  в  Среднюю  Азию.
 Восточно-Тургайская  область.  С  востока  к  Тургайской  депрес¬
сии  примыкает  полоса  платообразных  равнин.  В  основании  их
залегает  каледонский  фундамент,  выходящий  на  поверхность  во¬
сточнее—  в  пределах  страны  цокольные  равнины  и  низкогорья
Центрального  Казахстана.  Поверх  фундамента  почти  горизон¬
тально  залегают  пласты  олигоценовых  и  миоценовых  отложений.
Именно  горизонтальным  залеганием  пластов,  очень  слабо  дефор¬
мированных  неоген-четвертичными  движениями,  обусловлена
одновысотность  и  платообразность  междуречных  пространств  об¬
ласти.  Вследствие  поднятий  в  неогене  реки  врезали  свои  долины
в  поверхность  плато,  довольно  сильно  расчленив  его,  особенно
вблизи  Тургайской  депрессии,  где  от  плато  отчленены  многочис¬
ленные  столовые  горы  —турткули.  Область  вытянута  почти  на
1000  км  с  севера  на  юг.  В  этом  же  направлении  постепенно  ме¬
няются  характер  и  интенсивность  эрозионного  расчленения.  На
юге  появляются  замкнутые  озерно-солончаковые  понижения
и  массивы  эоловых  песков  на  днищах  широких  долин.  Местами
и  на  междуречьях,  сложенных  слабосцементированными  песча-
 100

Таблица  13.  Области  и  районы  Тургай-Бетпакдалинской
геоморфологической  провинции.—111
 Область
 Районы
 Преобладающие  типы
 Преобладающие
высоты,  м
 рельефа
 абсолют¬
 ные
 относи¬
 тельные
 Тургайское
плато.—  II  1.1
 Притоболь-
ский.—  II  1.1.1
 Западинно-озерная
наклонная  равнина
 290—200
 35
 Иргизский.—
111.1.2
 Структурное  плато
 350-200
 50
 Каргалыта-
у)ский.—II  1.1.3.
 Аридно-денудаци¬
онное  турткулевое
плато
 343—200
 70
 Чаграйский.—
 111.1.4
 Аридно-денудаци¬
онное  турткулевое
плато
 281—150
 80
 Тургайская
депрессия.—
II  1.2
 Убоганский.—
111.2:1
 Аллювиально-озерная
 равнина
 120—100
 20—10
 У  л  ьк  а  якски  й.  —
III.2.2
 Эрозионно-солонча¬
ковая  равнина
 200—100
 26
 Улы-Желанаш-
ский.—  II  1.2.3
 Плоская  равнина  ic
солончаковыми  впади¬
нами  .и  песчаными  мас¬
сивами
 150—100
 20
 Восточно-
тургайская.—
III.3
 Кушм  у  рус¬
ский.—  II  1.3.1
 Плоское  наклонное
плато  -с  озерными  за¬
падинами
 233—180
 50
 4
 Верхнетургай-
стеий,—111.3.2
 Волнистое  плато,
слабо  расчлененное
сухими  долинами
 280—(200
 60
 Приулута-
уский.—  II  1.3.3
 Плоское  плато,  сла¬
бо  расчлененное  доли¬
нами
 394—340
 80
 Егизаринский.
—  II  1.3.4
 Щитообразно  подня¬
тое  аридно-денудаци¬
онное  плато
 289—203
 60
 СарысучБет-
пакдалииокая.
-  II  1.4
 Са'рысуйокий.
—  III  .4.1
 Волнистая  равнина
с  широкими  долинами,
заполненными  аллю¬
вием  .
 300—200
 100
 Западнобет-
пакдалинский.—
IIL4.2
 Невысокое  плато  с
рядом  замкнутых  кот¬
ловин
 300—200
 100
 101

никами,  наблюдаются  массивы  перевеваемых  песков.  Характер
соотношений  поднятий  и  эрозионных  понижений  позволяет  рас¬
членить  территорию  области  на  четыре  геоморфологических  рай¬
она.
 Область  Сарысу-Бетпакдалинское  плато.  В  пределах  области
складчатый  каледонский  фундамент  залегает  неглубоко  и  места¬
ми  вскрыт  эрозией  на  дне  речных  долин.  Поверхности  междуре¬
чий  бронированы  пластами  прочных  пород,  залегающих  практи¬
чески  горизонтально.  Поэтому  междуречья  отличаются  выров-
ненн-остью.  Ближе  к  крупным  речным  артериям  от  основных  мас¬
сивов  структурно-денудационного  плато  отчленены  плосковерхие
останцы.  Долины  более  крупных  рек  (хотя  и  пересыхающих)
отличаются  шириной,  мощными  аккумулятивными  толщами,  вы¬
стилающими  их  днище.  Южная  половина  —  Западнобетпакдалин-
ский  район  расчленен  весьма  слабо,  поверхность  плато  осложнена
только  замкнутыми  солончаковыми  котловинами.  В  области  вы¬
деляется  два  района  (табл.  13).
 Кызылкум-Муюнкумская  провинция
 предгорных  наклонных  равнин
 От  рек  Теджена  и  Мургаба  до  озера  Балхаш  у  подножия  гор,
то  расширяясь,  то  суживаясь,  протягивается  полоса  наклонных
равнин.  Ее  поверхность  сложена  кайнозойскими  отложениями,
сформировавшимися  за  счет  выноса  обломочного  материала  из
гор  Тянь-Шаня.  Аккумуляция  полностью  компенсировала  весьма
интенсивное  тектоническое  опускание  на  участках  предгорных
прогибов.  Древние  структуры,  скрытые  под  рыхлыми  отложени¬
ями,  имеют  много  общего  со  структурами  Тянь-Шаня  и  Алая,
а  также  Туранской  низменности.  Они  возникли  во  время  кале¬
донской  или  герцинской  складчатости.  Вблизи  гор  находятся
весьма  подвижные  тектонические  области,  о  чем  свидетельству¬
ет  их  высокая  сейсмичность.
 Отдельные  участки  провинции  в  неоген-четвертичное  время  ис¬
пытали  поднятие,  поэтому  во  многих  местах  -из-под  чехла  наносов
выступают  древние  породы  фундамента.  В  общем  соотношение
эндогенных  и  экзогенных  факторов  довольно  однотипно  в  преде¬
лах  провинции.  Сходны  и  структуры,  лежащие  в  основании  фун¬
дамента,  и  процессы  экзогенного  рельефообразоваиия,  моделиру¬
ющие  рельеф  в  настоящее  время.  Однако  имеются  и  определен¬
ные  различия,  которые  позволяют  разделить  рассматриваемую
провинцию  на  пять  геоморфологических  областей.
 Область  пустыни  Кызылкум.  Геоморфологическая  область  Кы¬
зылкумов  занимает  внутреннюю  часть  междуречья  Амударьи
и  Сырдарьи.  Это  возвышенная  равнина  с  довольно  разнообраз¬
ным  рельефом.  Большую  площадь  занимают  песчаные  равнины,
где  преобладают  грядовые  и  ячеистые  пески.  Наблюдаются  уча¬
стки  барханных  песков,  перевеваемых  в  настоящее  время.  Пере-
веванию  подвержены  не  только  четвертичные  и  неогеновые  отло¬
 102

жения,  но  и  выветрелые  толщи  меловых  и  палеогеновых  песчани¬
ков,  образующих  платформенный  чехол.  Неперевеянные  породы
платформенного  чехла  слагают  довольно  многочисленные  и  зна¬
чительные  по  площади  участки  плато.  Среди  равнин  и  плато  под¬
нимаются  островные  скалистые  горы  высотой  до  700—1000  м.
Довольно  значительные  пространства  заняты  замкнутыми  пони¬
жениями,  к  которым*  приурочены  солончаки.
 Субширотный  разлом,  тянущийся  вдоль  42-й  параллели,  раз¬
деляет  Кызылкумы  на  две  части:  подобласть  Северных  сильно
перевеянных  равнин  и  подобласть  Южнокызылкумских  равнин,
где  значительную  часть  площади  занимают  плато,  низкогорья
и  замкнутые  впадины.  Самую  южную  часть  образует  третья  под-
подобласть  —  аккумулятивная  Зеравшан-Кашкадарьинская  аллю¬
виальная  равнина.
 Подобласть  Северных  Кызылкумов  отличается  наиболее  глу¬
боким  перевеванием.  Относительные  превышения  эоловых  образо¬
ваний  достигают  80  м.  На  юге  ее  расположены  низкогорья  пале¬
озойского  массива  Букантау.  К  востоку,  продолжая  этот  массив,
протягивается  слабо  наклонное  плато,  напоминающее  пологую
куэсту.  Оно  круто  обрывается  к  югу  —  к  системе  впадин,  некогда
служивших  путем  стока  вод  Сырдарьи.  Более  поздние  тектониче¬
ские  движения  деформировали  ложбину  стока,  превратив  ее  в  си¬
стему  впадин.  В  соответствии  с  районированием  Б.  А.  Федорови¬
ча  и  Р.  А.  Сорокиной  в  подобласти  Северных  Кызылкумов  могут
быть  выделены  четыре  района. 	*
 Подобласть  Южных  Кызылкумов  характеризуется  сложным
рельефом  низкогорий,  плато,  впадин,  песчаных  равнин  с  эоловы¬
ми  формами.  Эта  подобласть  заметно  отличается  от  предыдущей
разнообразием  рельефа.  По  Б.  А.  Федоровичу  и  Р.  А.  Сорокиной,
в  подобласти  выделяются  четыре  района.
 Подобласть  Зеравшан-Кашкадарьинская  —  наклонная,  боль¬
шей  частью  плоская  равнина,  образованная  системой  лёссовых
плоских  поверхностей  и  песчаных  равнин,  состоит  из  двух  райо¬
нов.
 Предтяньшанская  (Чимкентская)  область.  Структурные  хол-
могорья  и  низкогорья  области  сочетаются  с  наклонными,  почти
плоскими  лёссовыми  равнинами.  Рельеф  поверхности  усложняют
многочисленные  эрозионные  и  аккумулятивные  формы.  В  север¬
ной  части  у  подножья  Каратау  слившиеся  конусы  выноса  обра¬
зуют  сравнительно  узкую  пониженную  полосу,  за  которой  следу¬
ет  невысокое  антиклинальное  поднятие,  а  еще  южнее  —широкая
и  плоская  равнина,  сложенная  выносами  Сырдарьи.  Область
включает  три  геоморфологических  района.
 Область  Предбадхызская  песчаная  равнина.  Возвышенности
Бадхыз  и  Карабиль  относятся  к  Иранской  и  Памир-Гиндукуш-
ской  геоморфологическим  странам,  а  их  предгорья  —  песчаные
равнины,  в  пределах  которых  складчатое  основание  погребено
под  толщей  наносов,  входят  в  состав  рассматриваемой  страны.
Так  же,  как  и  другие  области  провинции  предгорных  равнин,  они
 103

обладают  аккумулятивным  или  аккумулятивно-денудационным
рельефом.  Прогибание  палеозойского  фундамента  вполне  компен¬
сировано  выносами  осадков,  и  равнины  наклонены  на  север  —
в  сторону  от  гор.  Мощность  (по  геофизическим  данным)  рыхлых
отложений,  выполняющих  глубокий  предгорный  прогиб,
3—6  тыс.  м.  На  современном  этапе  истории  области  в  связи  с  ис¬
сушением  климата  вынос  из  гор  уменьшился,  отложенные  наносы
подверглись  перевеванию  ветром.  Преобладает  грядовый  песча¬
ный  рельеф.  Местами  отмечается  и  современное  перевевание.
Область  разделена  на  три  района.
 Область  Муюнкумская.  Пески  Муюнкум  расположены  между
Чу-Илийским  горным  валом  и  хребтом  Каратау.  Для  равнины
характерны  четвертичный  аллювиальный  покров  по  периферии
и  выходы  развеваемых  эоценовых  (морских)  песчаников  в  цент¬
ральной  части.  Ближе  к  горным  хребтам  равнина  несколько  по¬
вышается  и  приобретает  заметный  уклон.
 Область  Прибалхашская.  Как  и  другие  области  рассматри¬
ваемой  провинции,  Прибалхашье  имеет  древний  складчатый  па¬
леозойский  фундамент,  перекрытый  почти  повсеместно  выносами
с  гор  Северного  Тянь-Шаня  и  Джунгарского  Алатау.  Нередко  эту
область  относят  к  стране  Центральный  Казахстан.  Это  неправиль¬
но,  так  как  в  Центральном  Казахстане  преобладает  структурно-
денудационный  рельеф,  поднятия,  хотя  и  небольшие  по  амплитуде,
преобладают  над  опусканиями.
 Область  может  быть  разделена  на  две  подобласти  —  Западную
и  Восточную.
 Для  первой  подобласти  характерно  преобладание  аккумулятив¬
ного  рельефа,  для  второй  —  наличие  ряда  низкогорных  масси¬
вов—  выступов  фундамента  среди  аккумулятивных  равнин.  Гор¬
ные  массивы  поднимаются  над  равнинами  на  300—350  м.  Высти¬
лающие  подобласть  наносы  принесены  с  гор  Джунгарского  Ала¬
тау  (табл.  14).
 СТРАНА  ЦОКОЛЬНЫЕ  И  ДЕНУДАЦИОННЫЕ  РАВНИНЫ
 И  НИЗКОГОРЬЯ  ЦЕНТРАЛЬНОГО  КАЗАХСТАНА
 Пространство,  расположенное  между  озером  Балхаш  на  юге
и  Западно-Сибирской  низменностью  на  севере,  Туранской  низмен¬
ностью  на  западе  и  горами  с  разделяющими  их  впадинами  на  вос¬
токе,  отличается  своеобразным  рельефом.  Высоты  здесь  больше,
чем  на  низменных  платформенных  равнинах  (более  200  м),  но  зна¬
чительно  меньше,  чем  в  горах  (лишь  2%  площади  имеет  высоты
более  1000  м).  Горные  поднятия  не  многочисленны  и  не  высоки  —
это  только  низкогорья.  Глубоких,  резкоочерченных  тектонических
впадин  тоже  нет.  Поэтому  в  целом  рельеф  отличается  монолитно¬
стью  и  массивностью.  Местами  возвышаются  массивные,  широкие,
невысокие  низкогорные  поднятия  —  Улутау,  Чингизтау,  Кокчетав-
ская  возвышенность,  Каркарлинекие  горы,  однако  преобладают
волнистые,  сопочные  равнины.
 104

Таблица  14.  Области  и  районы  Кызылкум-Муюнкумской
геоморфологической  провинции.—IV
 Область
 Подобласть
 Район
 Преобладающие
 Преобладающие
высоты,  м
 типы  рельефа
 абсолют¬
 ные
 относи¬
 тельные
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Кызыл¬
кумская.—
IV.1
 Север¬
ных  Кы¬
зылкумов.
-IV..1(1)
 Северокы-  £
зылкумский.
-IV.1(1).1
 Равнина  с
грядовыми,
ячеистыми  и
барханными
песками
 150—200
 50
 Центр  а  ль-
нокызылкум-
ский.—
 IV  .1(1).2
 Возвышен¬
ная  равнина
с  грядовыми
песками
 255—280
 80
 Буканта-
уский.—
IV.1(1).3
 Низкогорье
и  монокли¬
нальное  пла¬
то
 764—565
 220
 Мынбулак-
смий.—
 IV  .1(1).4
 Цепочки
 солончаковых
 котловин
 От  —267
до  —12
 50
 Южных
Кызылку¬
мов.—-
IV.  1(2)
 Тамдыта-
уский.—■
 IV.1(2).1
 Островные
 низкогорья
 922—773
 200-350
 Кульджук-
тау-акий.—
IV.1(2).2
 Островные
 низкогорья
 750-600
 180-240
 Восточно-
кызылкум¬
ский.—
IV.1(2).3
 Перевеян¬
ная  равнина
 327-250
 50—70
 Принура-
тауский.—
IV.  1(2).4
 Солончако¬
вые  впадины
 300—100
 30—40
 Зерав-
шан-Каш-
кадарьин-
ская.—»
 Зеравшан-
ский.—1
IV.1(3).1
 Наклонная
равнина  с  со¬
лончаками
 200-400
 50-60
 IV.  1(3)
 Кашка-
дарьинский.
—  IV.  1(3).2
 Плоская
 наклонная
 равнина
 200-400
 20—40
 105

Продолжение  табл.  14
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Предтянь-
 шанская.
 —  IV.2
 Прикарата-
уский).—
 IV.2.1
 ITalK  лонная
равнина
 200—300
 100
 Вельский.—
IV.2.2
 Холмогорье
 594—400
 200
 Сырдарь-
имский.—  -
IV.2.3
 Аллювмаль-
ная  равнина
 150—200
 50
 Предбад-
хызская.—
IV.3
 Пр,едбад-
хызский.—
IV.3.1
 Наклонная
 песчаная
 равнина
 652—400
 50
 .  Прикара-
бильский.—>
IV.3.2
 Наклонная
 песчаная
 равнина
 623—400
 30
 Прикелиф-
ский.—  IV.3.3
 Песчаная
равнина
с  цепочками
солончаковых
котловин
 270—240
 60
 Муюн-
кум'ская.—
IV  .4
 Таласский.
—  IV.4.1
 Наклонная
аккумуля¬
тивная  рав¬
нина
 450—'350
 50
 Чуйский.—
IV.4.2
 Наклонная
аккумуля¬
тивная  рав¬
нина
 500—360
 50
 Долинный.
—  IV  .4.3
 Террасовая
 равнина
 300—230
 20
 Централь¬
но  му  юнкум-
ский.—  IV.4.4
 Равнина
с  цепочками
солончаков
 600—350
 30
 Западно¬
му  юнкум-
ский.—  IV.4.5
 Равнина  с
грядовым
рельефом
 400—250
 30
 Зачуйский.
—  IV.4.6
 Волнистая
денудацион¬
ная  равнина
 340—360
 15
 106

Продолжение  табл.  14
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 При  бал¬
хашская.—
IV.5
 Запад¬
ная.—
IV.5(1)
 Дельтовый.
—  IV.5(l).l
 Аллюви¬
альная  рав¬
нина
 340—360
 15
 Древне¬
дельтовый.—
IV.5(1).2
 Аллюви¬
альная  рав¬
нина
 340—370
 20
 Таукум-
ский.—■
IV.5(1).3
 Грядовая
 песчаная
 равнина
 о
 о
 LO
 1
 о
 о
 30
 Предгор¬
ный.—
IV.5(1).4
 'Слившиеся
чсонусы  вы¬
носа
 500—700
 70
 Западный
Балхаш.—
IV.5(1).5
 Котловина
с  плоским
днищем
 320—340
 30
 Восточ¬
ная.—
1У.5(2)
 Карталин-
ский.—
1V.5(2).1
 Наклонная
 грядовая
 равнина
 603—340
 50
 Лепсин-
ский.—.
IV.5(2).2
 Наклонная
 грядовая
 равнина
 756—340
 30—70
 Воеточно-
балхашсиий.
—  IV.5(2).3
 .  Озерная
котловина
 300—400
 10-50
 Рельефу  Центрального  Казахстана  посвящено  много  работ.
При  проведении  геоморфологического  районирования  в  большей
степени  нами  использованы  работы  И.  П.  Герасимова  (1937,  1943,
1959)  и  3.  А.  Сваричевской  (1965).  Превосходный  обзор  литера¬
туры  сделан  Е.  А.  Финько  в  книге  «Равнины  и  горы  Средней  Азии
и  Казахстана»  (1975).
 При  геоморфологической  характеристике  территорию  в  описы¬
ваемых  границах  принято  называть  Центральноказахстанским  мел-
косопочником  или  Центральноказахским  пенепленом.  Как  мелко-
сопочник  некоторые  исследователи  рассматривают  и  пологоволнис¬
тые  цокольные  равнины  с  разбросанными  по  ним  сопками,  группа¬
ми  сопок  или  грядами,  а  также  сильнорасчлененный  рельеф  вбли¬
зи  крупных  долин  —  приречный  мелкосопочник.  На  схеме,  состав¬
ленной  3.  А.  Сваричевской  (см.:  «Равнины  и  горы  Средней  Азии
и  Казахстана»,  1975),  преобладают  цокольные  равнины.
 107

В  строении  территории  принимают  участие  дислоцированные
толщи  докембрийских,  нижнепалеозойских,  а  также  девонских,
каменноугольных  и  частично  пермских  пород.  Мезозойские  и  кай¬
нозойские  породы  встречаются  только  во  впадинах,  поэтому  боль¬
шого  распространения  не  имеют.  Тектоническое  строение  террито¬
рии  сложно.  Наряду  с  дислокациями  разрывного  типа  развиты
и  складчатые  структуры.  В  целом  Центральный  Казахстан
в  структурном  отношении  —  сложное  поднятие,  ограниченное,  по
Б.  А.  Петрушевскому  (1954),  синеклизами  —  Тургайской,  Чуйс-кой
и  Иртышской.  На  фоне  общего  поднятия  выделяются  мелкие  ло¬
кальные  структуры  —  различного  размера  блоки,  а  местами  бра-
хиантиклинальные  складки,  осложненные  разломами.  Ориентация
докембрийских  дислокаций  для  большинства  районов  Центрально¬
го  Казахстана  предопределила  направление  дислокаций  последую¬
щих  эпох  складчатости.  Значительную  роль  в  геологическом  строе¬
нии  имеют  магматические  и  метаморфические  породы.
 Строение  земной  коры  и  ее  мощность  сближают  территорию
Центрального  Казахстана  с  горными  системами,  но  не  с  плат¬
форменными  равнинами.  Мощность  земной  коры  под  низкогорья-
ми  Улутау  46—49  км,  Чингизтау  —  55  км,  а  для  цокольной  равни¬
ны  междуречья  рек  Нура  —  Селеты  —  53—54  км.  В  рельефе  цо¬
кольных  равнин  и  низкогорий  Центрального  Казахстана  отчетли¬
во  выражены  -  кольцевые  морфоструктуры,  часто  связанные
с  мощными  интрузиями  гранитов.  Однако  четкой  выраженности
в  рельефе  концентрической  и  радиальной  ориентировки  орогра¬
фических  элементов  нет.
 Для  всей  страны  характерен  аридный  клиляат,  причем  арид-
ность  нарастает  к  югу.  Ввиду  повышенной  засоленности  почвенно¬
го  покрова  интенсивно  протекают  процессы  солончакового  вывет¬
ривания  и  дефляции.  В  весенний  период  и  летом  при  ливнях  бур¬
но  протекают  процессы  эрозии  и  аккумуляции.
 Согласно  3.  А.  Сваричевской,  в  послегеосинклинальной  истории
рельефа  рассматриваемой  территории  выделяются  три  этапа:  до-
среднеолигоценовый  (выравнивание),  среднеолигоцен-нижнеплио-
ценовый  (расчленение  и  последующее  выравнивание)  и  средне-
плиоцен-четвертичный  (главным  образом  расчленение).  От  древ¬
них  этапов  развития  сохранились  реликтовые  элементы  рельефа
и  коррелятные  отложения,  уцелевшие  только  в  древних  долинах
и  обширных  понижениях  типа  Нура-Тенизской  и  Сарысуйской  впа¬
дин.  От  этапов  древней  пенеплизации  сохранились  также  коры
выветривания,  четко  приуроченные  к  уплощенным  или  пологовол¬
нистым  участкам  территории.
 В  морфоструктурном  отношении  территория  представляет
сложно  построенный,  относительно  молодой  щит  (Герасимов,
1943).  Центральноказахстанский  щит  геоморфологически  —  единое
целое.  Однако  при  детальном  рассмотрении  рельефа  'здесь  может
быть  выделен  ряд  морфоструктур  (см.  схему  морфоструктурного
районирования,  составленную  Е.  А.  Финько,  1975).  Три  морфо¬
структуры,  расположенные  в  юго-восточной  части  щита,  отлича¬
 108

ются  по  высотам,  характеру  рельефа  и  геологическому  строению
от  других,  занимающих  большую  северо-западную  часть  щита.
Эти  различия  определяют  деление  страны  Центрального  Казах¬
стана  на  две  геоморфологические  провинции  (рис.  6).  Граница
между  ними  совпадает  с  зоной  наиболее  крупных  разломов.
 Провинция  Центральноприбалхашская
(Юго-Восточная)
 Провинция  включает  Центральноказахстанский  низкогорный
пояс,  Бурунтавский  антиклинорий  и  наклонную  денудационную
равнину,  постепенно  спускающуюся  от  Центральноказахстанских
низкогорий  к  озеру  Балхаш.  Геологические  структуры  на  северо-
западе  образуют  дугу,  составленную  ветвями  (Чингиз-Тарбага-
тайской  и  Хантауской)  древних  каледонских  антиклинальных
зон.  Они  продолжали  формироваться  в  эпоху  герцинского  горооб¬
разования.  Внутри  этой  дуги  расположена  Джунгаро-Балхашская
геосинклинальная  провинция.
 Наибольшие  современные  высоты  приурочены  к  каледонско-
герцинским  антиклинориям.  Каледонско-герцинская  дуга  —
главный  водораздел  рек,  текущих  в  Ледовитый  океан  и  в  озеро
Балхаш.  Абсолютные  высоты  здесь  от  400  до  1600  м.  Детали  ре¬
льефа,  созданные  выветриванием,  склоновой  денудацией  и  эрозией
в  результате  длительной  препарировки,  отражают  особенности
морфологии  древней  структуры.  Все  речные  долины  приурочены
к  зонам  тектонической  раздробленности,  а  саи  и  промоины  подчер¬
кивают  направление  преобладающей  трещиноватости.
 Долины  рек  почти  не  испытывали  перестроек.  Хорошо  сохра¬
нились  фрагменты  древнего  рельефа.  Наиболее  широко  распрост¬
ранены  участки  долин  со  среднеолигоценово-нижнеплиоценовым
аллювием.  Аллювий  среднеплиоценово-четвертичного  возраста
часто  наложен  на  более  древний.  Современные  реки  южной  части
Центрального  Казахстана  маловодны.  Озерные  впадины  весьма
немногочисленны,  есть  немного  озерных  и  солончаковых  впадин
близ  озера  Балхаш.  Они  сорово-дефляционного  происхождения.
Об  этом  свидетельствует  наличие  солончаков  на  их  днищах.
 Центральноприбалхашская  провинция  делится  на  три  геомор¬
фологические  области,  совпадающие  с  морфоструктурами,  пока¬
занными  на  схеме  Е.  А.  Финько  (1975).
 Область  Кызылрай-Чингизтау.  В  нее  входят  наиболее  припод¬
нятые  территории  провинции,  составляющие  широкую  и  плавную
дугу,  образованную  горами  Кызылрай,  Каркалинскими  горами
и  Чингизтау.  Высоты  в  осевой  части  достигают  1600  м.  Значитель¬
ные  площади  приводораздельных  частей  междуречий  отличаются
выровненным  рельефом  и  обычно  рассматриваются  как  приподня¬
тый  древний  пенеплен.  На  их  поверхности  выступают  коренные
породы.  Различается  несколько  разновидностей  пенеплена:  полого¬
увалистый,  пологохолмистый,  грядовый  и  др.  (Сваричевская,  1965).
К  периферии  горных  поднятий  высоты  междуречий  постепенно
 109

Pec.  6.  Страны  цокольные  и  денудационные  равнины  и  ншкшррья  Центрального  Казахстана,  Возрожденные  горы  Средней
Азии  и  Памир-Гиндукушская:
 КЗ  —СТРАНА  ЦОКОЛЬНЫХ  И  ДЕНУДАЦИОННЫХ  РАВНИН  И  НИЗКОГОРИЙ  ЦЕНТРАЛЬНОГО  КАЗАХСТАНА.  ■/-провинция  цент-
ральноприбалхашская;  1  —  область  Кызылрай-Чингизтау;  районы  —  1.1  —  Кызылрайский,  1.2  —  Чингизтауский,  1.3—Бугылы-Шунакский,  1.4  —
Жарминский;  2  область  Северного  Прибалхашья;  районы  —  2.1—  Токрауский,  2.2  —  Караунгарский,  2.3  —  Западноприбалхашский,  2.4—Вос-
точноприоалхашский;  3—  область  Западного  Прибалхашья;  районы  —  3.1  —  Байгаринский;  II  —провинция  Северо-Западный  Казахстан;  1>  —  об¬
ласть  Кокчетавской  возвышенности;  районы  —  1.1  —  Кокчетавский,  1.2  —  Атбасарский;  2—область  Улутау;  районы  —  2.1  —  Западноулутауский,
 2.2 	—  Восточноулутауский,  2.3  —  Джезказганский;  3  —  область  Нура-Тенгизская;  районы  —  3.1  —  Тенгизский,  3.2  —  Нура-Куланутпесский,  3.3  —
 Ишимский;  4  —  область  Карагандинская;  районы  —  4.1  —  Верхненуринский,  4.2  —  Шидертинский,  4.3  —  Шашка-Кольский, 	4.4  —  Селетинский,
 4.5  —  Тюньдыкский,  4.6  —  Чарский;  5  —  область  Иртыш-Селетинская;  района  —  5.1  —  Семейтауский,  5.2  —  Жанылах-Богемайский,  5.3  —  Ашисуй-
ский,  5.4  Бозшакульский;  6  область  Сарысуйская;  районы  —  6.1—  Сарысуйский  долинный, 	6.2•—Таскаралинский, 	6.3  —  Айгыржальский;
 7  область  Бетпакдалинская;  районы  —  7.1  —  Восточнобетпакдалинский,  7.2  —  Жуантйбенский,  7.3  —  Азатский.
 СТРАНА  ВОЗРОЖДЕННЫХ  ГОР  СРЕДНЕЙ  АЗИИ.  /—провинция  Джунгаро-3айсанская;  1  —  область  зайсанская  депрессия;  райо¬
ны  1.1  Зайсанский,  1.2  Курчумский,  1.3  —  Карабушский,  1.4—  Буранский;  2  —  область  Тарбагатайская;  районы  —  2.1  —  Аксуат-Акжарский,
^  Северотарбагатайский,  2.3  Саурский,  2.4—Шиликтинский,  2.5—  Тарбагатайский,  2.6  —  Южнотарбагатайский;  3—область  Алакольская;
районы  3.1  Алакольский,  3.2—Урджар-Тентекский,  3.3—  Маканчинский;  4  —  область  Джунгарская;  районы  —  4.1  —  Джунгарский,  4.2  —  Леп-
синский,  4.3  Кояндинский,  4.4  Малайсарыйский,  4.5  —  Кызылжарский,  4.6  —  Талды-Курганский;  II  —провинция  Тяньшанская;  1  —  область  Се¬
верный  Тянь-Шань;  районы  —  1.1  —  Киргизский,  1.2  —  Токманский,  1.3  —  Киндыктасский,  1.4  —  Заилиский,  1.5  —  Кетменский,  1.6  —  Кунгейский,
Иссыккульский,  1.8  Каркарайская  впадина,  1.9  —  Чарынский;  2—область  Центральнотяньшанская;  районы  —  2.1  —  Западнокаракольский,
Джумгольский,  3.3  Восточнокаракольский,  2.4  —  хребет  Терскей  Алатау,  2.5  —  Текесскнй,  2.6  —  Молдо-Сусамырский,  2.7  —  Сонкельский,
^  Джетимбольский,  2.9—Нарынский,  2.10  —  Джамантауский,  2.11—  Каракоюнский,  2.12  —  Атбашинский,  2.13  —  Чатыркольский,  2.14—Улан¬
ский,  2.15  Кокшаальский,  2.16  —  Верхненарынский,  2.17  —  Акшийрякский,  2.18  —  Сарыджазский,  2.19  —  Приферганский;  3  —  область  Западнотянь-
шанская;  районы  3.1  —  Каратауский,  3.2  —  Таласский  Алатау,  3.3—Джамбульский,  3.4  —  Кураминский,  3.5—Казыкуртский,  3.6  —  Покемский,
3-7  Чаткальский,  3.8  Верхнечаткальский;  4  —  область  Чу-Илийская  равнина;  районы  —  4.1  —  Катутауский,  4.2—Караойский,  4.3  —  Узунагач-
ский,  4.4  Талгарский,  4.5  —  Илийский;  III  —  провинция  алайская;  1—область  Алайская,  районы  —  1.1  —  Алайский,  1.2  —  Уратюбе-Шурабский,
 1.3 	—  Зеравшанско-Гиссарский,  1.4  —  Байсунтау-Варзобский,  1.5  —  Шерабадский,  1.6  —  Кугитанг-Тау,  1.7  —  Гаурдагский,  1.8  —  Чакчагарский,
1.9  —  Самаркандский,  1.10  —  Ингичский,  /.//  —  Нуратауский,  1.12  —  Карасуйский;  8—  область  Ферганская;  районы  —  2.1  —  Ферганский,  2.2  —  Ка-
сансайский,  2.3  —  Джалал-Абадский,  2.4  —  Восточноферганский.
 ПГ  ПАМИР-ГИНДУКУШСКАЯ  СТРАНА.  /  —  провинция  Памиро-Таджикская;  1  —  область  Памирская;  1(1)  —  подобласть  Западный  Па¬
мир,  районы  1(1)-1  Петровский,  1(1).  2  —  Заалайский, 	1(1)-3—  Алайский,  1(1).4  —  Дарвазский,  1(1)-5  —  Рушанский. 	1(1).6 	—  Североаличур-
 ский;  1(1).7  Вахайский,  1.(1).8—Центральный,  1(1).9—  Южноаличурский;  1(2)—подобласть  Восточный  Памир;  районы  —  1(2).1  —  Караколь-
ский,  1(2).2  Восточнопамирский,  1(2).3  —  Мургабский,  1(2).4—Сарыкольский;  2  —  область  Таджикское  нагорье;  районы  —  2.1—  Сурхан-Дарь-
инский.  2.2  —  Курган-Тюбинский,  2.3  —  Пяндж-Вахшский,  2.4  —  Терекли-  Каратауский,  2.5  —  Нурекский,  2.6  —  Актауский,  2.7  —  Хозре-Ишанский,
2-#  Кулябский,  2.9  —  Бабатагский;  III  —  провинция  Г  инд  у  куше  кая;  1—область  Северогиндукушская;  районы  —  1.1  —  Бадхызский.  Другие  услов¬
ные  обозначения  см.  на  рис.  3

уменьшаются  до  600  м.  Гряды  округлых  или  заостренных  очерта¬
ний  приурочены  к  выходам  твердых  пород  —  кварцитов  нижнего
кембрия  и  ордовика,  покровов  кислых  лав.  Кое-где  в  пониженных
участках  древнего  рельефа  уцелели  коры  выветривания.  Сохра¬
нившиеся  участки  древнего  пенеплена  окаймлены  полосами  круто-
склонного,  густо  и  глубоко  расчлененного  эрозионного  рельефа.
Некоторые  исследователи  перечисленные  горные  поднятия  относят
к  высокой  денудационной  ступени  Центрального  Казахстана.
 Область  подразделяется  на  четыре  геоморфологических  рай¬
она  (табл.  14).
 Область  Северного  Прибалхашья.  Она  протягивается  неширокой
полосой  севернее  озера  Балхаш.  В  ней  преобладает  пологосклон¬
ный  эрозионно-денудационный  рельеф.  На  междуречьях  выступа¬
ют  высокие  и  крутосклонные  сопки.  В  зависимости  от  литологиче¬
ского  состава  формируются  два  типа  рельефа:  на  кварцитах  —
грядовомелкосопочный,  на  менее  устойчивых  породах  —  беспоря¬
дочный  мелкосопочный.
 Относительное  превышение  междуречий  над  днищами  долин
70—150  м,  абсолютные  высоты  —  500—700  м.  На  всей  территории
нет  ни  крупных  впадин,  ни  выступающих  массивов  значительной
площади.  Вершины  сопок  чаще  куполовидные,  редко  заостренные
или  конические.  Гряды  вытянуты  согласно  простиранию  пород
и  сложены  кварцитами.  Склоны  на  приподнятых  участках  скалис¬
тые,  оголенные,  крутые  —  от  12  до  30°  (Сваричевская,  1965).
 Область  Западного  Прибалхашья.  На  северо-западном  продол¬
жении  Чу-Илийских  гор  и  к  западу  от  Балхаша  расположено  не¬
высокое  поднятие,  на  150—180  м  поднимающееся  над  Прибалхаш-
ской  равниной  и  восточной  Бетпак-Далой.  В  структурном  отноше¬
нии  это  антиклинорий,  сложенный  метаморфическими  породами,
в  ядре  которого  вскрыты  крупные  гранитные  интрузии.  Рельеф
области  равнинный,  расчленение  незначительное.  Над  ровными
поверхностями  междуречий  на  100—150  м  поднимаются  изолиро¬
ванные  островные  горы  (табл.  15).
 Провинция  Северо-Западный  Казахстан
 Геологические  структуры  Северо-Западного  Казахстана  неод¬
нородны.  Среди  них  докембрийские,  каледонские  и  герцинские.
Есть  участки  приподнятые  и  есть  опущенные.  Опускания  были
и  в  юрское  время,  о  чем  свидетельствуют  впадины,  выполненные
отложениями  юры  (в  районе  г.  Караганды  и  др.).  Пласты  юрских
отложений  залегают  местами  под  углом  15—18°.  Это  указывает
на  послеюрские  существенные  деформации  поверхности.  Обшир¬
ные  области  были  захвачены  погружением  в  кайнозое:  в  Нура-Те-
низской  впадине,  в  бассейне  р.  Сарысу.  Наибольшие  высоты  при¬
урочены  к  докембрийским  структурам  —  до  1134  м  в  горах  Улутау
и  до  387  м  на  Кокчетавской  возвышенности.  Некоторые  исследова¬
тели  считают,  что  на  территории  Северо-Западного  Казахстана
в  неогене  существовал  озерный  режим,  а  речная  сеть  начала  раз<
 112

Таблица  15.  Области  и  районы  Центральноприбалхашской
геоморфологической  провинции.—I
 Преобладающие  типы
рельефа
 Преобладающие
высоты,  м
 Область
 Название  района
 абсолютные
 относи¬
 тельные
 Кызыл-
рай-Чин-
гизтау.—
 Кызылрайский.  —
1.1.1
 Низкогорный  и  со¬
почных  равнин
 1559—1000
 400
 Чен.1гизта!у<акий.  —
1.1.2
 Низкогорный  и  со¬
почных  равнин
 1301—800
 300
 *
 Бугылы-Шунакский.
—  1.1.3
 Волнистая  равнина
с  изолированными  мас¬
сивами  сопок
 1
 1170—600
 i
 200
 Жарминский.—1.1.4
 Сопочная  равнина
с  участками  низкого-
рий
 1211—800
 250
 Северное
Прибал¬
хашье.—
 1.2
 Т  окр  ауский.—1.2.1
 Цокольная  равнина
с  участками  низкого-
рий
 1210—1110
 150
 Кар  аунгар  ский.—
1.2.2
 Цокольная  равнина
 1088—861
 150
 Западноприбалхаш-
окий.—1.2.3
 Цокольная  равнина
с  солончаковыми  впа¬
динами
 600—700
 70
 Восточноприталхаш-
с-кий.—1.2.4
 Цокольная  равнина
 700—800
 100
 Западное
Прибал¬
хашье.—
 1.3
 Байгаринский.—1.3.1
 Цокольная  равнина
с  островными  горами
 685—400
 120
 виваться  только  в  четвертичное  время,  что  на  этой  территории
долгое  время  господствовал  не  эрозионный  размыв,  а  плоскостной
смыв.  Как  показывают  имеющиеся  данные,  в  основном  в  средне-
и  верхнечетвертичное  время  происходило  углубление  речных  долин,
которые  очень  часто  использовали  древние  прогибы.  Озерные  кот¬
ловины  Северо-Западного  Казахстана  делятся  по  происхождению
на  тектонические,  сорово-дефляционные  и  суффозионные  (Свари-
чевская,  1965).  Морфоструктурное  разделение  основывается  на  осо¬
бенностях  рельефа,  возникшего  и  развивающегося  в  условиях  по¬
стоянного  приспособления  экзогенных  факторов  к  особенностям
субстрата,  т.  е.  к  особенностям  геологического  строения.  Поэтому
в  пределах  провинции,  согласно  морфоструктурному  делению
 8 	1400
 113

Е.  А.  Финько,  может  быть  выделено  семь  геоморфологических  об¬
ластей.
 Область  Кокчетавская  возвышенность.  Это  главным  образом
холмогорья  и  только  в  наиболее  высоких  участках  возвышенно¬
сти—  низкогорья.  Как  в  центре,  так  и  на  периферии  области  сох¬
ранились  большие  площади  равнинного  рельефа,  слабо  преобразо¬
ванного  древнего  пенеплена.  Собственно  горы  Кокчетау  поднима¬
ются  над  окружающей  равниной  на  300  м  (абсолютные  высоты  до
900  м).
 Выделяются  два  района  —  Кокчетавский  район,  отличающийся
большой  дифференцированностью  и  расчлененностью  рельефа
и  прилегающий  к  равнинам  Западной  Сибири  и  Тургайской  впади¬
ны,  и  Атбасарский  район  с  резким  преобладанием  ровных  поверх¬
ностей  и  большими  участками  уцелевшего  древнего  пенеплена.
 Область  Улутау.  Горы  Улутау  —  антиклинорий,  вытянутый
в  меридиональном  направлении  и  хорошо  выраженный  в  рельефе.
Абсолютные  высоты  местности  от  500  на  плато  до  1110  м  в  горах
Улутау.  Горы  сложены  гранитами,  выходы  которых  обрамлены
метаморфическими  сланцами,  песчаниками  и  конгломератами.
Пространство,  расположенное  вокруг  гор,—  типичный  мелкосопоч¬
ный  рельеф.  В  области  выделяются  три  геоморфологических
района.
 Область  Нура-Тенгизская.  Она  занимает  центральную  часть
провинции.  Поверхность  области  равнинная,  наклоненная  к  сере¬
дине,  где  расположены  озера  Тенгиз  и  Кургальджин.  Средние  вы¬
соты  равнины  300—420  м.  Они  постепенно  увеличиваются  к  пери¬
ферии.  В  основании  залегает  складчатый  фундамент,  сложенный
палеозойскими  отложениями  и  более  древними  кристаллическими
породами.  Фундамент  покрыт  плащом  кайнозойских  отложений,
лежащих  горизонтально.  По  периферии  области  фундамент  выхо¬
дит  на  поверхность.  Здесь  хорошо  прослеживается  связь  геологи¬
ческой  структуры  и  рельефа:  сопки  вытянуты  по  про-стиранию  гор¬
ных  пород;  речные  долины  заложены  вдоль  зон  древних  разломов.
 В  области  выделяются  три  геоморфологических  района
(табл.  15).
 Карагандинская  область.  Почти  вся  область  —  слабоволнистая
цокольная  равнина  с  преобладающими  высотами  500—550  м.  Эро¬
зионное  расчленение  неглубокое  и  колеблется  в  пределах  50—110  м.
Равнинность  территории  нарушается  бесчисленными  островными
горами.  На  востоке  высоты  островных  гор  часто  превышают  1000  м
(Егендыбулак,  1359  м;  Ордатык,  1061  м;  Дегелен,  1085;  Аулие,
1055  м).  На  западе  с  понижением  высот  всей  равнины  уменьшают¬
ся  и  высоты  островных  гор,  лишь  изредка  поднимающихся  до
800  м.  Довольно  много  замкнутых  котловин  с  озерами  и  солонча¬
ками  на  дне.  Долины  рек  четко  выражены;  мощность  аллювия
в  некоторых  местах  превышает  десятки  метров.  В  области  выделя¬
ются  шесть  геоморфологических  районов  (см.  табл.  16).
 Иртыш-Селетинская  (Северная  окраинная)  область.  В  рельефе
это  наклонная  равнина  —  расчлененное  эрозией  или  невысокое
 114

Таблица  16.  Области  и  районы  геоморфологической  провинции
Северо-Западный  Казахстан.—//.
 Преобладающий  тип
рельефа
 Преобладающие
высоты,  м
 Область
 Район
 абсолютные
 относи¬
 тельные
 1
 2
 3
 4
 5
 Ксжче-
тавская
возвышен¬
ность.—
 ил
 К  окч  ет  а  веки  й.—
II.1.1
 Пересеченный  хол¬
могорный  рельеф  с
множеством  озерных
котловин
 887—400
 280
 Атбасарский.—
II.1.2
 Волнистая  равнина
 350—450
 120
 Улутау.—
 11.2
 Заиадноулутауский.
—11.2.1
 Низкогорья  и  мел-
косопочник
 1134—650
 150
 Восточнаулутауский.
—II.2.2
 Мелкосопочник  и
цокольные  слабовол-
нистые  равнины
 761—500
 100
 Дж-езказганакий.—
11.2.3
 Цокольные  равнины
с  участками  аккуму¬
лятивного  рельефа
 620—300
 80
 Нура-Тен-
гизская.—
11.3
 Тенгизский.—  II.3.1
 Аккум  у  л  я  тивн  а  я
равнина,  местами  рас¬
члененная  эрозией
 400—300
 40-
 30
 Н  ур  a  -  Ку  л  ану  тп  ес  -
сюий.—  II.3.2
 Цокольная  и  акку¬
мулятивная  равнина
 633—400
 60
 Ишимский.—  II.3.3
 Пологоволнистая  цо¬
кольная  (равнина
 500—233
 100
 Караган¬
динская.—
11.4
 Верхненуринский.—
11.4.1
 Цокольная  равнина
с  немногочисленными
островными  горами
 722—480
 70
 Шидертинский.—
11.4.2
 Наклонная  равнина
с  многочисленными
островными  горами
 1049—400
 120
 Шашка-Кольский.—
II.4.3
 Пологовьгпуклая  цо¬
кольная  равнина
 633—420
 60
 Селетинский.—11.4.4
 Плоская  наклонная
равнина
 460—350
 50
 115

Продолжение  табл.  16
 1
 2
 3
 4
 5
 Тюньдыкский.—II.4.5
 Цокольная  'равнина
с  крупными  сопочны¬
ми  массивами
 1359—340
 140
 Чарский.—  II.4.6
 Цокольная  равнина,
холмогорья,  низкогорья
 700—500
 110
 Иртыш-Се-
 ■летинская.—
 11.5
 Семейтауский.—
 II.5.1
 1
 Плоская  равнина,
низкогорья  и  мелкосо-
п  очник
 600—200
 150
 Жанылых-Богемай-
ский.—  11.5.2
 Пластовая  равнина
■с  озерными  впадинами
 350—200
 70
 Ашисуйский  (Же-
мантауский).—11.5.3
 Пластовая  равнина
с  озерными  впадинами
 320—200
 60
 Бозшакульский
(Олентинокий).—
11.5.4
 Волнистая  равнина
 433—250
 100
 Сарысуй-
ская.—  II.6
 Сарысуйский  долин¬
ный.—11.6.1
 Аккумулятивная
равнина  с  выходами
скальных  пород
 420—380
 4а
 Т  аскаралинский.—
11.6.2
 Цокольная  равнина
с  многочисленными
останцами
 594—450
 70
 Айгыржальский.—
II.6.3
 Цокольная  равнина
с  участками  сопочного
рельефа
 805—600
 120
 Бетоак-
далинекая.
—  II.7
 Восточнобетпакда-
линекий.—  11.7.1
 Наклонная  цоколь¬
ная  равнина
 494—400
 40
 Ж  у  aiHTio  б  ей  ск  и  й.  —
11.7.2
 Цокольная  равнина
с  участками  сопочного
рельефа
 443—400
 30
 Азатский.—  II.7.3
 Цокольная  равнина
с  островными  горами
 466—400
 70
 пластовое  плато  с  неглубоко  лежащим  складчатым  палеозойским
цоколем.  Область  занимает  склон  Центральноказахстанского  па¬
леозойского  щита,  который  в  кайнозое  временами  по  краям  затоп¬
лялся  морем,  оставившим  пласты  лагунных  и  дельтовых  отложе¬
ний,  перекрывающих  эрозионный  рельеф  домезозойского  фунда¬
мента.
 На  широких  плоских  поверхностях  междуречий  многочисленны
 116

озерные  котловины,  иногда  значительных  размеров.  По  краям
крупных  долин  вскрыты  эрозией  пласты  отложений  палеогена
и  неогена.  Из-под  них  выходят  породы  палеозойского  фундамента.
С  их,  выходами  связаны  невысокие  сопки,  а  на  востоке  и  крупные
сопочные  массивы.  В  пределах  области  выделяются  четыре  гео¬
морфологических  района  (см.  табл.  15).
 Сарысуйская  область.  Территория,  прилегающая  к  долине  реки
Сарысу,  несколько  понижена  по  сравнению  с  другими  геоморфоло¬
гическими  областями  Центрального  Казахстана.  Невысокие  ска¬
листые  сопки  поднимаются  над  выровненными  цокольными  равни¬
нами.  Вдоль  Сарысу  вытянута  полоса  аккумулятивного  рельефа.
Речные  отложения  частично  переотложены  ветром.
 Бетпакдалинская  область.  Расположена  на  юго-западном
склоне  палеозойского  Центральноказахстанского  щита.  Это  цо¬
кольная  равнина  с  редкими  островными  горами  или  сопочными
массивами,  постепенно  повышающаяся  к  северо-востоку.  Неглубо¬
кие  долины  рек  и  сорово-солончаковые  котловины  слабо  наруша¬
ют  общую  равнииность  рельефа.  В  пределах  области  выделяются
три  геоморфологических  района  (табл.  16).
 СТРАНА  РАВНИНЫ  —  ПЛОСКОГОРЬЯ
 И  НИЗМЕННОСТИ  ВОСТОЧНОЙ  СИБИРИ
 Равнины  Восточной  Сибири  лежат  на  востоке  огромного  мас¬
сива  равнин,  составляющего  «остов»  материка  Евразии.  На  юге
и  востоке  страна  граничит  с  горами  Южной  Сибири  и  Дальнего
Востока  СССР,  в  пределах  которых  в  конце  палеозоя,  мезозое
и  кайнозое  зафиксированы  мощные  поднятия.  Обломочный  мате¬
риал  с  этих  поднятий  реки  выносили  на  равнины  Восточной  Си¬
бири,  поэтому  здесь  во  многих  местах  встречаются  толщи  галечни¬
ков  и  песков.  После  мезозоя  на  территории  страны  над  аккумуля¬
цией  начинает  резко  преобладать  денудация  —  эрозия  рек  и  дену¬
дационный  срез  междуречий.
 Равнинность  территории  Восточной  Сибири  обусловлена  жест¬
ким  складчатым  фундаментом,  .главным  образом  докембрийского
возраста.  В  отличие  от  большинства  древних  платформ  фундамент
Сибирской  платформы  с  конца  карбона  и  до  середины  юры,  т.  е.
в  течение  100  млн.  лет,  испытывал  расколы.  В  земную  кору  вне¬
дрялись  массы  мантийного  вещества.  Ассимилировав  ее  вещество,
они  дали  начало  силлам,  эффузивным  покровам,  мощным  лакко¬
литам  и  дайкам  основных  и  ультраосновных  пород  —  сибирским
траппам.  Немало  было  выброшено  и  пирокластического  материа¬
ла.  Со  средней  юры  началось  уничтожение  вулканического  релье¬
фа.  К  настоящему  времени  сохранились  отпрепарированные  вул¬
канические  тела,  вскрытые  на  глубину  до  1  км,  а  местами  и  более.
 Несмотря  на  то  что  платформенный  чехол,  гранитный  и  базаль¬
товый  слои  пронизаны  основными  и  ультраосновными  породами
с  повышенной  плотностью  (2,8—3,1),  значительная  часть  террито¬
рии  равнин  и  плато  Восточной  Сибири  не  отличается,  как  следова¬
ло  ожидать,  малыми  отметками  над  уровнем  моря.  Наоборот,  это
 117

Рис.  7.  Геоморфологическая  страна  равнины  —  плоскогорья  и  низменности  Во¬
сточной  Сибири:
 ВС  —  СТРАНА  РАВНИНЫ  —  ПЛОСКОГОРЬЯ  И  НИЗМЕННОСТИ  ВОСТОЧНОЙ  СИБИ¬
РИ.  /  —  провинция  Среднесибирское  плоскогорье;  1  —  область  Анабарское  плато;  районы  —
 1.1 	—  Халчаганахтский,  1.2  —  Верхнеолеиекский,  1.3  —  Нижнеоленекский,  1.4  —  Анабаро-Оле-
некский,  1.5  —  Аргасалинско-Котуйский,  1.6  —  Харатасский;  2—область  Енисейского  кряжа;
районы  —  2.1  —  Северный,  2.2  —  Южный,  2.3  —  Восточный;  3  —  область  Присаянская  равнина;
районы  —  3.1  —  Иркутско-Черемховский.  3.2  —  Канско-Рыбинский;  4  —  область  Лено-Ангарское
плато;  районы  —  4.1  —  Лено-Ангарский,  4.2  —  Приленский,  4.3  —  Ия-Илимский,  4.4  —  Непско-
Нюйский,  4.5—Предбайкальский,  4.6  —  Среднеангарский;  5  <—  область  Ангаро-Тунгусского
плато;  районы  —5.1  —  Чуньский,  5.2  —  Ербогаченский,  5.3—  Чадобецкий,  5.4  —  Ангаро-Катанг¬
ский,  5.5  —  Приангарский,  5.6  —  Мурско-Карабульский,  5.7  —  Чуиско-Бирюсинский;  6  —  об¬
ласть  Североэвенкийского  плато;  районы  —  6.1  —  Нижнетуигусский,  6.2  —  Кочечумский,  6.3  —
Вилюйские  «горы»,  6.4  —  Таймурский,  6.5  —  Камо-Вельминский,  6.6  —  Усть-Катангский,  6.7  —
Бахтино-Учаминский,  6.8  —  Мойеро-Вилюйский;  7  —  область  плато  Путорана;  районы  —  7.1  —
 118

высокие  равнины,  более  высокие,  чем  на  платформах,  не  пережив¬
ших  фазы  вулканизма  после  консолидации  фундамента.  Последнее
обусловлено  или  древностью  территории  как  платформы  (слабо
нарушенные  толщи  протерозоя  имеют  огромные  мощности),  или
высокой  плотностью  подкоровых  слоев  мантии,  а  возможно  и  обе¬
ими  причинами.
 Холодный  и  континентальный  климат  равнин  Восточной  Сиби¬
ри  уже  несколько  миллионов  лет  определяет  ход  экзогенных  ре¬
льефообразующих  процессов.  Денудация  территории  происходит
еще  более  длительное  время,  поэтому  здесь  сформировался
хорошо  разработанный  эрозионный  рельеф.  Особенности  структу¬
ры  весьма  хорошо  подчеркнуты  экзогенным  рельефообразованием.
Темп  денудации  может  быть  оценен  по  восстановленному  геологи¬
ческому  разрезу  и  по  твердому  стоку.  Примерно  он  равен  0,012—
0,015  мм/год.
 На  аккумулятивных  равнинах  Восточной  Сибири  хорошо  вы¬
ражены  мерзлотные  формы  мезорельефа,  в  северо-западной  части
имеются  следы  плейстоценовых  оледенений  специфической  формы.
Последнее  объясняется  тем,  что  покровный  ледник  в  Восточной
Сибири  был  относительно  мало  активным  из-за  удаленности  от  ис¬
точников  питания  влагой,  а  рельеф  глубокорасчлененным.
 Страна  отчетливо  разделяется  на  три  геоморфологические
провинции  —  Среднесибирское  плоскогорье,  Якутскую  равнину
и  Север  Средней  Сибири.  Рельеф  каждой  провинции  в  типическом
выражении  различен  по  многим  показателям  морфометрии,  строе¬
ния,  генезиса  и  возраста.  В  то  же  время  резкие  границы  между
областями  и  районами  здесь  наблюдаются  реже,  чем  постепенные
переходы.  Это  обстоятельство  несколько  затрудняет  районирова¬
ние  (рис.  7).
 Провинция  Среднесибирское  плоскогорье
 Среднесибирское  плоскогорье  занимает  половину  площади  всей
страны.  Это  огромная  приподнятая  равнина,  глубоко  расчлененная
долинами  рек.  Рельеф  от  места  к  месту  меняется  постепенно.  Дли¬
тельное  (со  средней  юры—180  млн.  лет)  господство  денудацион¬
ных  процессов  привело  к  формированию  структурного  рельефа.
Денудация  доюрская  и  послеюрская  срезала  многие  сотни  метров,
 Внутренний,  7.2  —  Болыиеозерский,  7.3  —  Якталинский,  7.4  —  Южный,  7.5  —  Сывермииский,
7.6  —  Курейский,  7.7  —  Хетинско-Пясинский,  7.8  —  Лонтокойский,  7.9  —  Норильский;  II  —  про¬
винция  Якутская  равнина;  1  —  область  Центральноякутская  низменность;  районы  —  1.1  —
Усть-Алданский,  1.2  —  Хандыгинский,  1.3  —  Лено-Вилюйский,  1.4  —  Вилюйский,  1.5  —  Лиидин-
ский,  1.6  —  Нижнеленский,  1.7  —  Нижнеалданский,  1.8—  Долины  Лены  и  Алдана;  2  —  область
Вилюйско-Мархйнская  равнина;  районы  —  2.1  —  Вилюйский,  2.2  —  Мархинский,  2.3  —  Тюнг-
ский;  2.4  —  Молодо-Мунский;  3  —  область  Лено-Алданского  плато;  районы  —  3.1  —  Олекмии-
ский,  3.2  —  Приленский,  3.3—  Амгинский,  3.4  —  Аим-Майский;  III  —  провинция  Север  Средней
Сибири;  1  —  область  Северо-Сибирской  низменности;  районы  —  1.1  —  Приенисейский,  1.2  —
Пясинский,  1.3  —  Дудыптинский,  1.4  —  Припуторанский,  1.5\—  Хатангский,  1.6  —  Попигай-Аиа-
барский,  1.7  —  хр.  Прончищева;  2  —  область  нагорья  Бырранга;  районы  —  2.1  —  Западный,
 2.2 	—  Центральный,  2.3  —  Пясинско-Таймырский.  2.4  —  Челюскинский,  2.5  —  Восточный,  2.6  —
Таймырский,  2.7  —  Прибрежный;  3  —  шельфово-островная  Таймырско-Североземельская  об¬
ласть;  подобласти  —  3(1)  —  архипелага  Северной  Земли,  3(2)  —  шельфовая.  Другие  условные
обозначения  см.  на  рис.  3.
 119

а  местами  и  километры  пород.  Кристаллические  породы  фундамен¬
та  —  архейские  и  протерозойские  обнажены  во  многих  местах:  на
Анабарском  массиве,  Енисейском  кряже,  на  небольших  участках  на
междуречье  Ангары  и  Подкаменной  Тунгуски  (Чадобецкое  подня¬
тие  )',  в  районе  Туруханска  и  др.
 Несогласно  залегающие  на  складчатом  фундаменте  породы
нижнего  палеозоя  полого  падают  во  все  стороны  от  осевой  части
антеклиз.  Между  поднятиями  простирается  огромная,-  плоская
и  глубокая  Тунгусская  синеклиза,  протянувшаяся  от  Норильска
до  Братска  и  Нижнеудинска.  Она  выполнена  нижним  и  средним
палеозоем,  магматическими  осадочными  породами  Тунгусской  се¬
рии  (от  карбона  до  юры).
 В  юрское  время  деформация  поверхности  платформы  имела
свои  особенности.  Юрские  прогибы,  к  которым  приурочены  юр¬
ские  отложения,  и  в  настоящее  время  наиболее  пониженные  части
плоскогорья.  Таковы  Предсаянский  прогиб,  Предбайкальский  про¬
гиб,  обширный,  но  неглубокий  прогиб  поверхности  Ангаро-Тунгус¬
ского  плато,  наискось  пересекающий  Тунгусскую  синеклизу  от  пос.
Ербогачена  через  пос.  Кежму  на  Ангаре  и  до  г.  Канска.
 Современное  распределение  высот,  обусловленное  юрскими
и  особенно  неоген-четвертичными  движениями,  указывает  на  их
неравномерность  и  отсутствие  унаследованности  новейших  движе¬
ний  от  древней  структуры.  Так,  наибольшие  высоты  приурочены
к  центральной  части  платформенного  нагорья  Путорана,  в  тектони¬
ческом  отношении  соответствующей  наиболее  глубоко  погружен¬
ной  части  Тунгусской  синеклизы.  На  юго-востоке  плоскогорья  —
наибольшие  высоты  в  Предбайкалье  приурочены  к  западному
крылу  и  осевой  части  антеклизы,  сложенных  нижним  палеозоем.
Ряд  структур  в  рельефе  не  выражен.  Например,  Чадобецкая  ан¬
тиклиналь  в  центральной  части  плоскогорья  не  выражена  в  релье¬
фе  ни  поднятием,  ни  опусканием.  Только  кольцевые,  куэстообраз-
ные  трапповые  гряды  немного,  всего  на  50—70  м,  поднимаются
здесь  над  средним  уровнем  междуречий.
 Сформировавшееся  в  ходе  юрских  и  неоген-четвертичных  тек¬
тонических  движений  распределение  высот  определило  особенно¬
сти  субстрата  на  разных  территориях,  а  следовательно,  и  направ¬
ленность  экзогенных  процессов,  преобразующих  рельеф,  созданный
тектоникой.  Среднесибирское  плоскогорье  делится  на  семь  геомор¬
фологических  областей.
 Область  Анабарское  плато.  Наибольшие  высоты  и  расчленение
отмечаются  в  середине  области,  в  пределах  апикальной  части  Ана-
барского  щита,  где  на  поверхность  выходят  сложно  дислоцирован¬
ные  породы  архея.  Рельеф  области  в  общем  низкогорный,  хотя
многочисленны  и  платообразные  участки  в  приводораздельных
частях  междуречий.  Долины  широкие,  хорошо  разработанные,
с  длинными  пологими  склонами.  Изредка  на  междуречьях  наблю¬
даются  гряды  и  отдельные  сопки,  обусловленные  препарировкой
прочных  пород  ультраосновных  и  основных  интрузий.
 Анабарское  плато  захватывалось  оледенением,  однако  ледник
 120

был  малоактивным,  поэтому  ледниковый  рельеф  выражен  нечетко.
Встречаются  моренные  гряды,  озы,  друмлины.  В  области  выделя¬
ются  шесть  геоморфологических  районов  (табл.  17).
 Область  Енисейский  кряж.  Она  отличается  монотонным  низко¬
горным  рельефом,  местами  переходящим  в  сопочный.  Приподнятые
гряды  и  массивы  кряжа  сложены  гранитами  и  кварцитами.  В  ши¬
роких  тектонических  депрессиях  сохранились  мезозойские  кон¬
тинентальные  отложения.  Вершины  куполообразные  со  специфиче¬
скими  формами  гольцовой  денудации  (курумы,  нагорные  терра¬
сы).  Обусловленные  тектоникой  понижения  в  плиоцене  во  многих
местах  были  еще  более  углублены  эрозией,  а  позднее  выполнены
мощными  толщами  аллювия  и  склоновых  образований.  Вдоль  под¬
ножья  кряжа  расположены  пониженные  участки  с  сопочным  ре¬
льефом  и  эрозионно-карстовыми  котловинами.
 Дифференциация  вьисот  междуречий  кряжа  обусловлена  неоди¬
наковым  неоген-четвертичным  поднятием  и  разной  прочностью
слагающих  пород.  Некоторые  исследователи  по  гипсометрическо¬
му  признаку  выделяют  на  Енисейском  кряже  несколько  разновоз¬
растных  поверхностей  выравнивания.
 Ангара  разрезает  кряж  на  две  неравные  части  —  южную  и  се¬
верную.  Восточная  половина  северной  части  кряжа  несколько  по¬
нижена  и  имеет  своеобразный  сопочно-котловинный  рельеф.
 В  пределах  Енисейского  кряжа  три  геоморфологических  райо¬
на  (табл.  17).
 Область  Присаянской  равнины.  К  крутому  уступу  Восточного
Саяна  прилегает  волнистая  эрозионная  равнина  предгорного  про¬
гиба.  В  настоящее  время  предсаянское  понижение  —  приподнятая
равнина,  предгорный  прогиб  в  рельефе  едва  выражен.  Ангара  глу¬
боко  (на  200  м)  врезана  в  поверхность  равнины.  Долины  других
крупных  рек  (Кан,  Ия,  Ока,  Белая,  Кдагой  и  Иркут)  углублены
мало.  Они  образуют  в  Предсаянье  широкие  долины  —  внутренние
дельты,  где  мощность  плиоцен-четвертичного  аллювия  превышает
местами  100  м.  Междуречья  сложены  юрскими  отложениями  —
песчаниками  и  алевролитами  .с  мощными  толщами  каменного
угля.  В  среднеюрскую  эпоху  прогиб  был  много  глубже,  что.  и  при¬
вело  к  накоплению  в  нем  конгломератов  и  песчаников.  Еще  более
ранний  досреднеюрский  эрозионный  рельеф  был  глубокорасчле-
ненным,  о  чем  свидетельствуют  погребенные  глубокие  долины,
врезанные  в  кембрийские  толщи  и  выполненные  юрой..  Судя  по
большой  доле  конгломератов  в  юрских  отложениях  и  по  огромно¬
му  объему  материала,  снесенного  в  то  время  с  гор,  Восточный
Саян  был  более  высоким,  чем  в  настоящее  время.
 Узким  пережимом  в  районе  Тайшета  Предсаянская  приподня¬
тая  равнина  разделена  на  две  части:  Канско-Рыбинскую  с  мень¬
шими  высотами  (И  расчленением  и  Иркутско-Черемховскую.  Поэто¬
му  область  делится  на  два  района  (табл.  17).
 Область  Лено-Ангарское  плато.  Это  сравнительно  высоко  под¬
нятая  юго-восточная  часть  Среднесибирского  плоскогорья.  От  гор¬
ной  страны  Прибайкалья  плато  отделено  резким  уступом  тектони-
 121

ческого  происхождения.  Это  то  «сброс,  то  надвиг,  то  крутая  флек¬
сура.  Основные  элементы  рельефа  плато  вытянуты  вдоль  Байкаль¬
ского  нагорья.  На  северо-западе  вдоль  края  протягивается  невысо¬
кий  Среднеангарский  кряж  (1022  м),  образованный  системой  трап-
повых  массивов,  приуроченных  к  краевым  разломам  Тунгусской
синеклизы.
 В  широкой  полосе  плоскогорья,  протянувшейся  от  среднего
течения  р.  Ия  до  истоков  р.  Непы  вдоль  всего  Среднеангарского
кряжа  (ограничивает  его  с  юго-востока),  располагается  цепочка
мягко  очерченных  широких  котловин,  разделенных  невысокими
и  пологосклонными  перемычками.  По  рекам,  дренирующим  котло¬
вины  (Илим,  Непа),  расположены  широкие  и  плоские  песчаные
равнины.
 В  бассейне  рек  Нижней  Тунгуски  и  Нюи  отчетливо  выражена
грядовость  рельефа.  Гряды  строго  соответствуют  антиклиналям
нижнепалеозойских  отложений.  К  востоку  высоты  плато  постепен¬
но  нарастают.  Наибольших  высот  (1200—1464  м)  Лено-Ангарское
плато  достигает  между  Ангарой  «и  Киренгой,  особенно  вблизи  по¬
следней.  В  общем  плато  отчетливо  наклонено  в  глубь  плоскогорья
от  его  края.  Междуречья  бронированы  прочными  пластами  извест¬
няков  и  песчаников  ордовика  и  силура.  Большие  глубины  долин
(200—400  м)  придают  местности  гористый  характер.
 Вдоль  края  Байкальского  нагорья  от  Ангары  и  до  устья  Ки-
ренги  протягивается  предбайкальская  депрессия  с  грядово-котло¬
винным  рельефом.  Гряды  сложены  известняками  кембрия:  широ¬
кие  понижения  выстланы  неоген-четвертичными  рыхлыми  отложе¬
ниями.  Севернее  устья  Киренги  понижение  почти  не  выражено.
Как  бы  продолжая  его,  в  40—100  км  от  края  Байкальского  нагорья
пролегает  глубокая  долина  Лены,  и  местность  здесь  глубоко  и  гус¬
то  расчленена.
 Лено-Ангарское  плато  разделяется  на  шесть  геоморфологиче¬
ских  районов  (табл.  17).
 Область  Ангаро-Тунгусского  плато.  На  гипсометрической  карте
отчетливо  прослеживается  понижение  в  рельефе  Среднесибирского
плоскогорья  (высоты  400—500  м),  протягивающееся  широкой  по¬
лосой  (300—400  км)  от  Вилюйской  равнины  на  юго-запад,  через
среднее  течение  Нижней  Тунгуски  и  Ангару  к  Канско-Рыбинской
впадине.  На  геологической  карте  на  северо-востоке  к  этой  понижен¬
ной  полосе  приурочены  юрские  отложения,  наблюдающиеся  в  до¬
линах  и  на  междуречьях.  Юго-западнее  в  пределах  полосы  юрские
породы  на  междуречьях  встречаются  лишь  изредка.  Скопления
валунов,  по-видимому,  остатки  уцелевших  от  размыва  юрских  от¬
ложений  отмечены  в  бассейне  Чадобца,  где,  возможно  (судя  по
наличию  в  голоценовых  галечниках  юрских  аммонитов),  имеются
и  морские  среднеюрские  отложения.  Следовательно,  эта  понижен¬
ная  полоса  была  депрессией  уже  в  юрское  время.  Она  пересекает
Тунгусскую  синеклизу  в  субширотном  направлении.
 Среди  поля  терригенных,  пирокластических  и  магматических
пород  в  основном  пермского  и  триасового  возраста  в  ядрах  крутых
 122

а'блица  17.  Области  и  районы  геоморфологической  провинции
среднесибирское  плоскогорье.—/
 Область
 Район
 Преобладающий  тип
рельефа
 Преобладающие
высоты,  м
 Макси¬
 маль¬
 ные
 высоты,
 м
 относи¬
 тельные
 абсолют¬
 ные
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Анабар¬
ское  пла¬
то.—/./
 Халчаганахт-
ский  .—1.1.1
 Низкогорный,
 сопочный
 250
 600
 905
 Верхнеоленек-
ский.—1.1.2
 Эрозионное  плато
 250
 400
 585
 Нижнеоленек-
ский.—L1.3
 Эрозионное  плато
 250
 400
 492
 Анабаро-Оле-
некский.  -1.1.4
 Эрозионное  плато
 170
 340
 375
 Аргасалинско-
Котуйский.—1.1.5
 Равнинный  и  пла¬
то
 140
 400
 626
 Харатасский.  —
1.1.6
 Низкогорный
 300
 500
 731
 Енисей¬
ский  кряж.
—1.2
 Северный.—
 1.2.1
 Низкогорный
с  гольцовыми  вер¬
шинами
 150
 500
 1052
 Южный.—1.2.2
 Низкогорный
 250
 450
 688
 Восточный.—
 1.2.3
 Сопочный
 150
 400
 846
 Присаян-
ская  равни¬
на.—  1.3
 Иркутско-Че-
ремховский.—
1.3.1
 Эрозионная  рав¬
нина  с  участками
внутренних  дельт
 180-200
 500—550
 674
 Канско-Рыбин-
ский.—1.3.2
 Эрозионно-акку¬
мулятивная  равнина
 50-100
 300-400
 587
 Лено-Ан-
гарское
плато.—1.4
 Лено-Ангар-
ский  —1.4.1
 Г  лубокорасчленен-
ное  плоскогорье
 300-400
 800-1000
 1464
 Приленский.—
1.4.2
 Г  усторасчлененное
плато
 150—300
 550-600
 685
 Ия-Илимский.
 —1.4.3
 Слаборасчленен-
ное  плато
 100
 500-600
 673
 Непско-Нюй-
ский.—1.4.4
 Слаборасчленен-
ное  грядовое  п^ато
 150—200
 500-600
 1
 673
 1
 123

Продолжение  табл.  17
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Предбайкаль-
ский.—1.4.5
 Приподнятая  рав¬
нина  с  моренными
амфитеатрами
 200
 700-800
 1127
 Среднеангар¬
ский.—1.4.6
 Низкогорный
 200-300
 400
 1022
 Ангаро-
Туигусское
плато.—1.5
 Чуньский.—
 1.5.1
 Низкое  плато  с
островными  горами
 100-150
 500
 636
 Ербогачен-
ский.—1.5.2
 Плоское,  низкое,
густорасчлененное
плато
 100
 400
 582
 Чадобецкий.—
1.5.3
 Сопочный  и  рав¬
нинный  с  отдель¬
ными  грядами
 70
 400
 559
 Ангаро-Катанг¬
ский.—1.5.4
 Плоское  плато
 100
 400
 562
 Приангарский.
 -1.5.5
 Сопочно-грядо¬
 вый
 160
 450
 766
 Мурско-Кара-
бульский.—1.5.6
 Сопочно-грядо¬
 вый
 180
 350
 572
 Чунско-Бирю-
синский.—1.5.7
 Расчлененное
эрозией  плато
 180
 400
 705
 Северо¬
эвенкийское
плато  .  —  1.6
 Нижнетунгус¬
ский.—1.6.1
 Расчлененное
 плато
 350
 750
 866
 Кочечумский.
 —1.6.2
 Плато  глубоко-
расчлененное
 350
 650
 914
 Вилюйские
«горы».—1.6.3
 Наклоненное  на  юг
плато  с  многочис¬
ленными  столовыми
горами
 250
 700
 914
 Таймурский.—
1.6.4
 Чередование  гряд
и  плосковерхих  вы¬
соких  плато
 200
 650
 903
 Камо-Вельмин-
ский  .—1.6.5
 Расчлененное
эрозией  плато  с
резко  возвышаю¬
щимися  массивами
 150
 600
 789
 124

Продолжение  табл.  17
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 У  сть^Катанг-
ский.—1.6.6
 Плато  с  насажен¬
ными  формами  лед¬
никово-аккумуля¬
тивного  генезиса
 100-120
 350-400
 500
 Бахтино-Уча-
минский.—1.6.7
 Плато  с  формами
препарировки  секу¬
щих  трапповых  тел
 150—250
 600-700
 838
 Мойеро-Ви-
люйский.—1.6.8
 Волнистая  ледни¬
ковая  равнина  с
трапповыми  масси¬
вами
 50-100
 400
 854
 Плато
 Путорана.—
 1:7
 Внутренний.—
1.7.1
 Малорасчленен-
ное  плато
 200
 1500
 1701
 Большеозер-
ский.—1.7.2
 Глубокорасчле-
ненное  плато
 700
 1100
 1348
 Якталинский.  —
1.7.3
 Плоское  плато
 300
 900
 1032
 Южный.—1.7.4
 Низкогорный
и  плоскогорный
 500
 900
 1078
 Сывермин-
ский.—1.7.5
 Г  лубокорасчленен-
ное  плато
 600
 1000
 1144
 Курейский.—
1.7.6
 Расчлененное
,плоскогорье
 350
 800
 1164
 Хетинско-Пя-
синский  —1.7.7
 Плато,  расчленен¬
ное  трогами
 400
 800
 1164
 Лонтокой-
ский.—1.7.8.
 Сильнорасчле-
ненное  плато
 200
 '  600
 766
 Норильский.—
 1.7.9
 Волнистая  равни¬
на
 50
 .  100
 305
 и  узких  антиклиналей  эрозионным  срезом  на  поверхность  выведе¬
ны  отложения  кембрия,  а  на  Чадобецком  поднятии  и  на  поднятии
в  низовьях  Иркинеевой  слабо  дислоцированные  глинистые  сланцы
и  'известняки  протерозойского  возраста.  По  характеру  доюрского
субстрата  и  особенностям  расчленения  в  области  выделяют  семь
геоморфологических  районов.
 Область  Североэвенкийское  плато.  По  высотным  отметкам  Се¬
вероэвенкийское  плато  занимает  промежуточное  место  между
 125

низким  Ангаро-Тунгусским  плато  и  высоким  плато  —  платформен¬
ным  нагорьем  Путорана,  где  междуречье  выше  1600  м.  Вся  терри¬
тория  сложена  отложениями  тунгусской  серии  и  траппами.  Мно¬
гочисленные  трапповые  плато,  гряды  различных  размеров,  некки
образуют  междуречья  верхнего  яруса  (700—800  м,  а  на  севере  по
границе  с  нагорьем  Путорана  до  900  м).  Междуречья  нижнего
яруса  сложены  гоирокластами  и  осадочными  породами.  Их  высота
500—550  м.
 Несколько  особняком  стоит  рельеф  района  Мойеро-Вилюйской
депрессии,  дно  которой  на  значительных  площадях  выстлано  рых¬
лыми  отложениями:  По  пониженным  пространствам  разбросаны
бесчисленные  озера.  Над  плоской  равниной  круто  поднимаются
высокие  столовые  горы.
 Во  многих  местах  сохранились  морены  и  флювиогляциальные
отложения,  особенно  в  понижениях  древнего  рельефа.  Не  перекры¬
валась  ледником  лишь  юго-восточная  часть  области,  прилегающая
к  Подкаменной  Тунгуске,  и  в  бассейне  р.  Мархи.  Малая  актив¬
ность  ледников  не  способствовала  образованию  ледниковых  форм.
В  области  выделяются  восемь  районов.
 Область  плато  Путорана.  Плато  заметно  отличается  высотой
(до  1701  м).  Края  его  на  севере  и  западе  круто  (на  400—700  м)
поднимаются  над  окружающими  равнинами.  От  края  плато  высо¬
ты  нарастают  постепенно.  Речные  долины,  преобразованные  лед¬
никами,  глубоко  расчленяют  северный  и  западный  край  плато.  На
днищах  трогов  расположены  глубокие  озера  длиной  до  100  км.
 В  тектоническом  отношении  плато  Путорана  соответствует  наи¬
более  погруженной  части  Тунгусской  синеклизы.  Как  под  горами
Кавказа  и  Алтая,  земная  кора  под  Путораной  утолщена  (по
Р.  М.  Деменицкой,  до  50  км).  Глубина  расчленения  .и  значитель¬
ные  абсолютные  высоты  позволяют  называть  этот  участок  Сред¬
несибирского  плоскогорья  горами  и  нагорьем.
 Неширокая  низменная  равнина  отделяет  от  Путораны  Лонто-
койский  камень  (Норильские  горы).
 В  пределах  области  выделено  девять  геоморфологических
районов.
 Провинция  Якутская  равнина
 Якутская  равнина  расположена  на  востоке  массива  материко¬
вых  равнин  Евразии.  Над  нею  поднимаются  горы  Северо-Востока
СССР  и  Джугджура.  В  мезозое  горные  поднятия  были  выше,  чем
в  настоящее  время,  и  служили  источником  сноса  обильного  обло¬
мочного  материала,  огромный  объем  которого  накопился  в  Якут¬
ской  синеклизе.
 В  основном  Якутская  равнина  соответствует  огромному  синк¬
линальному  прогибу.  В  осевой  части  мощность  юрских  >и  меловых
отложений  достигает  6  км.  Аккумуляция  в  средней  части  и  перио¬
дическая  смена  аккумуляции  денудацией  в  периферических  частях
равнины  привели  к  тому,  что  к  концу  мезозоя  рельеф  Центральной
 126

Якутии  стал  равнинным.  Более  поздние  денудационные  процессы,
вызванные  поднятием  периферических  частей,  несколько  усложни¬
ли  картину.  В  неогене  и  четвертичном  периоде  колебательные  дви¬
жения  продолжались.  Местами  происходили  интенсивные  опуска¬
ния.  В  результате  опусканий  в  районе  устья  Амги  накопилось
более  1000  м  неоген-четвертичных  отложений  (в  краевой  части
прогиба  —  в  районе  знаменитого  обнажения  «Мамонтова  гора»
вскрыты  некоторые  горизонты  этой  толщи).
 Многие  формы  микро-  и  даже  мезорельефа,  а  также  и  общий
темп  денудации  обусловлены  вечной  мерзлотой.  В  периферических
частях  равнины  формы  рельефа  созданы  препарировкой  древней
структуры.
 Провинция  объединяет  три  области.
 Область  Центральноякутская  низменность.  В  Центральной  Яку¬
тии  высоты  междуречий  почти  повсеместно  ниже  340  м.  Лишь  не¬
большие  участки  имеют  высоты  более  400  м.  Домезозойские  поро¬
ды  скрыты  под  чехлом  мезо-  и  кайнозойских  отложений.  Только
в  Кемпендяйских  поднятиях  на  поверхность  выведены  отложения
палеозоя.
 Долины  рек  довольно  густо  расчленяют  низменность.  Они  отли¬
чаются  небольшими  шириной  и  глубиной.  В  течение  неогеи-чет-
вертичного  времени  территория  испытывала  колебательные  дви¬
жения.  Поэтому  Лена,  Вилюй,  Алдан  и  их  притоки  то  углубляли
свои  долины,  то  заполняли  их  наносами.
 С  районами  распространения  плиоцен-четвертичных  рыхлых
отложений  связаны  аласы  —  замкнутые  котловины  термокарсто¬
вого  происхождения.  Днища  многих  из  них  заняты  озерами.
С  песчаными  равнинами  связаны  развеваемые  пески  —  тукуланы.
Еще  в  голоцене  пески  перевевались  на  больших  площадях.
 Область  делится  на  восемь  геоморфологических  районов
(табл.  18).
 Область  ^илюйско-Мархинская  равнина.  На  северо-запад  от
центральных  частей  Якутской  равнины  местность  постепенно  повы¬
шается.  Одновременно  меняется  и  геологическое  строение:  из-под
отложений  юры  выходят  древние  палеозойские  породы.  В  южной
части  —  к  югу  от  долины  р.  Вилюя  —  местность  сложена  относи¬
тельно  малопрочными  туфами,  туфолавами,  туфопесчаниками
перми  и  триаса.  Осадочные  породы  пронизаны  секущими  телами
траппов.  Разнообразие  горных  пород  и  увеличение  высоты  мест¬
ности  находят  отчетливое  выражение  в  рельефе:  характерны  мно¬
гочисленные  трапповые  гряды  и  массивы,  пороги  на  реках  и  др.
 К  северу  от  долины  Мархи  трапповые  интрузии  редки.  Мест¬
ность  сложена  в  основном  песчаниками  и  алевролитами  ордовика
и  верхнего  кембрия,  ордовикскими  известняками.  Формы  рельефа
мягко  очерченные,  долины  рек  широкие.
 На  Крайнем  Севере,  где  область  примыкает  к  Оленекскому
поднятию,  в  бассейнах  левых  притоков  Лены  Молодо  и  Муны
местность  снижается,  долины  становятся  мельче,  а  широкие
и  плоские  междуречья  заболочены  и  изборождены  множеством
 127

Таблица  18.  Области  и  районы  геоморфологической  провинции  Якутской
низменности.—II
 Область
 Район
 Преобладающий  тип
рельефа
 Преобладающие
высоты,  м
 Макси¬
маль¬
ные
высо¬
ты,  м
 относи¬
 тель¬
 ные
 абсолют¬
 ные
 Централь¬
 ноякутская
 низмен¬
 ность.—//./
 Усть-Алдан-
ский.—II.11
 Плоская  равнина  с
множеством  аласов
 50-70
 180
 296
 Хандыгин-
ский.—II.  1.2
 Среднерасчлененный
 равнинный
 120
 250
 425
 Лено-Вилюй¬
ский.—  II.1.3
 Среднерасчлененный
 равнинный
 120
 280
 444
 Вилюйский.—
II.1.4
 Слаборасчлененный
 равнинный
 50
 170
 238
 Линдинский.—
II.  1.5
 Среднерасчлененный
равнинный  с  многочис¬
ленными  аласами
 80
 230
 274
 Нижнелен¬
ский.  —II.  1.6
 Наклонная  равнина
с  наложенными  ледни¬
ковыми  формами
 150
 200
 444
 Нижнеалдан-
скин.—II.  1.7
 Наклонная  равнина
 150
 200
 721
 Долины  Лены
и  Алдана.—//./.#
 Плоские  равнины
 15
 20—80
 100
 Вилюй-
ско-Мархин-
ская  равни¬
на—II.  1
 Вилюйский.—
II.2.1
 Равнина  с  отдель¬
ными  сопками
 100
 400
 480
 Мархинский.—
II.  2.2
 Ступенчато-грядо¬
вая  равнина
 100
 500
 571
 Тюнгский.—
II.2.3
 Пологоволнистая
 равнина
 50
 370
 413
 Молодо-Мун-
ский.—II.2.4
 Плоская  равнина  с
множеством  западин
 30—80
 250—300
 344
 Лено-Ал-
данское
плато.—//.5
 Олекмин-
ский.—II.3.1
 Платообразиый
 250
 500
 692
 Приленский.—
II.3.2
 Платообразный
 200
 450
 653
 Амгинский.—
II.3.3
 Платообразный
 300
 550
 853
 Аим-Май-
с  кий.—II.3.4
 Платообразный
 300
 700
 831
 128

западин,  древних  карстовых,  ныне  затампонированных  понижений.
В  пределах  области  выделено  четыре  геоморфологических  района
(табл.  18).
 Область  Лено-Алданское  плато.  На  юг  от  Лены  (частично  по
ее  левобережью)  вплоть  до  долины  Алдана  простирается  плато,
расчлененное  глубоковрезанными  долинами  рек  —  Лены,  Алдана,
Амги,  Маи,  Олекмы  и  Чары.  От  главных  эрозионных  артерий  рас¬
членение,  постепенно  уменьшаясь,  проникает  далеко  в  глубь  меж¬
дуречий.  Вершинные  поверхности  междуречий  почти  плоские,  ров¬
ные.  Высота  их  постепенно  увеличивается  к  югу  —  в  сторону  Ста¬
нового  нагорья.  В  этом  направлении  поднимается  и  кровля
кристаллического  фундамента.  Днища  долин  на  юге  плато  (в  при-
алданской  части)  врезаны  в  древние  кристаллические  породы.
В  приленской  полосе  кристалический  фундамент  не  вскрыт.  На
вершинных  поверхностях  плато  в  приводораздельных  частях  ме¬
стами  сохранились  древние  коры  выветривания.
 Наряду  с  флювиальными  в  расчленении  плато  принимают  уча¬
стие  карстовые  процессы,  частично  сдерживаемые  широким  рас¬
пространением  вечной  мерзлоты.  Область  подразделена  на  четыре
района  (табл.  18).
 Провинция  Север  Средней  Сибири
 К  этой  провинции  относятся  Северо-Сибирская  (Пясинско-Ха-
тангская)  низменность,  нагорье  Бырранга  и  острова  Северной
Земли,  а  также  прилегающий  шельф  Ледовитого  океана  (описание
шельфовой  области  см.  в  разделе  «Карское  море»).  Территория
сложена  дислоцированными  отложениями  палеозоя,  а  в  Северо-
Сибирской  низменности  —  мезозоя.
 Наряду  с  относительным  единством  геологической  структуры
Север  Средней  Сибири  обладает  и  многими  общими  чертами
в  генезисе  рельефа  и  .истории  его  развития:  древнее  оледенение,
четвертичные  трансгрессии,  сплошное  распространение  вечномерз¬
лых  грунтов.  В  неоген-четвертичное  время  провинция  испытывала
движения  земной  коры,  свойственные  эпипалеозойским  платфор¬
мам.  По  амплитуде  и  степени  дифференцированное™  они  пример¬
но  на  порядок  уступают  движениям  в  горах  Южной  Сибири.  Даже
наиболее  приподнятые  участки  провинции—нагорье  Бырранга
и  восточные  части  островов  Большевик  и  Октябрьский—  можно
рассматривать  как  слабо  омоложенные  горы,  возникшие  на  месте
денудационной  почти  равнины.
 Область  Северо-Сибирская  (Пясинско-Хатангская)  низмен¬
ность.  Она  вытянута  полосой  шириной  100—180  км  от  берегов
Енисея  до  эстуария  Хатанги  и  далее  почти  до  дельты  Лены.  Со
Среднесибирским  плоскогорьем  л  нагорьем  Бырранга  границы
резкие,  переход  к  Западно-Сибирской  равнине  подчеркнут  только
долиной  Енисея.  Рыхлые  отложения  скрывают  сложный  рельеф
мезозойских  и  более  древних  пород.  Ряд  антиклиналей  протягива¬
ется  от  оконечности  Верхоянского  хребта  —  Хараульских  гор,
 9 	1400
 129

через  кряж  Чекановского  и  Прончищева,  далее  на  запад  к  устью
Хатанги  и  подножью  гор  Бырранга.  На  низменности  преобладают
высоты  50—200  м,  грядовые  возвышенности  поднимаются  до
350  м.  От  нагорья  Бырранга  в  пределы  низменности  вдаются  ко¬
роткие  резко  очерченные  гряды  с  высотами  до  600  м.
 Характерные  для  рельефа  низменности  широкие  и  длинные
гряды  протягиваются  на  сотни  километров.  Их  вершинные  поверх¬
ности  поднимаются  над  прилегающими  понижениями  на  100—
150  м.  Дно  межгрядовых  понижений  —  плоские  заболоченные
равнины.  Мощность  рыхлых  отложений  в  западной  части  более
100  м,  на  востоке  —  один-два  десятка  метров.  Среди  отложений  —
и  валунные  суглинки  ледникового  происхождения,  и  существенно
глинистые  морские  четвертичные  осадки.  Мощность  рыхлых  отло¬
жений  больше  в  межгрядовых  понижениях.  В  пределах  гряд  мес¬
тами  выходят  мезозойские  осадки.  Степень  выраженности  гряд,
распространение  молодых  ледниковых  и  морских  отложений  не¬
одинаковы.  Эти  различия  позволяют  разделить  область  на  семь
геоморфологических  районов  (табл.  19).
 Область  нагорье  Бырранга.  Нагорье  отличается  небольшой
высотой,  вследствие  чего  преобладают  сопочный  и  низкогорный
типы  рельефа.  Высоты  более  1000  м  наблюдаются  только  в  восточ¬
ной  части.  Средние  высоты  междуречий  уменьшаются  с  юга  на
север  —  от  Северо-Сибирской  низменности  к  северному  побережью
полуострова  Таймыр.  В  прилегающих  к  Северо-Сибирской  низ¬
менности  районах  наиболее  высокие  участки  сложены  габбро-диа¬
базами  и  базальтами.  Севернее  магматические  породы  триаса
и  перми  сменяются  нижнепалеозойскими  отложениями,  а  на  побе¬
режье  на  поверхность  выходят  протерозойские  кристаллические
сланцы,  прорванные  гранитами.
 Резкие  формы  рельефа  ледникового  происхождения  наблюда¬
ются  только  в  самой  высокой  восточной  части,  где  и  в  настоящее
время  имеется  несколько  долинных  и  каровых  ледников.  Преобла¬
дают  сглаженные  формы  рельефа.  Сглаживанию  рельефа  способ¬
ствовало  четвертичное  покровное  оледенение.  Валуны  протерозой¬
ских  пород,  принесенные  с  северного  Таймыра,  обнаружены  у  Но¬
рильска  и  по  всей  Северо-Сибирской  низменности.  Главные  реки
области—Таймыра  и  Пясина  начинаются  на  Северо-Сибирской
низменности  и  пересекают  нагорье  в  узких  и  глубоких  долинах.
В  области  выделено  семь  геоморфологических  районов  (табл.  19).
 ГЛАВА  4.  ЗОНА  АЛЬПИЙСКО-ГИМАЛАЙСКОГО
ГОРНОГО  ПОЯСА
 Альпийско-Гималайский  пояс  —  трансконтинентальная  морфост-
руктура,  включающая  горы,  равнины  и  глубоководные  морские
бассейны.  В  его  пределы  в  Европе  входят  горные  страны  Анда¬
лузских  гор,  Пиренеев,  Альп,  Карпат,  Апеннин,  Балкан,  Крыма,
Кавказа;  в  Северной  Африке  —  Атласа;  в  Азии  —  Понтических
 130

Таблица  19.  Области  и  районы  геоморфологической  провинции
Север  Средней  Сибири.—III
 Область
 Район
 Преобладающие  типы
 Преобладающие
высоты,  м
 Макси  -
маль-
 рельефа
 относи¬
 тельные
 абсолют¬
 ные
 ные
высо¬
ты,  м
 Северо-
Сибирская
низмен¬
ность.—  III.  I
 Приенисей-
ский.—III.  1.1
 Ледниковый  и
морской  аккумуля¬
тивный
 50—70
 160—180
 204
 Пясинский.—
III.  1.2
 Грядовая  равни¬
на  ледниковой  и
морской  аккумуля¬
ции
 40-60
 170-190
 217
 Дудыптин-
ский.—III.1.3
 Морская  заозе-
ренная  равнина
 50-80
 150—200
 253
 Припуторан-
ский.—II  1.1.4
 Ледниковый  ак¬
кумулятивный
(многочисленные
моренные  амфите¬
атры  сартанского
оледенения)
 50-80
 130-150
 168
 Хатангский.—
III.  1.5
 Г  рядово-озерный
 50—100
 180—200
 315
 Попигай-Ана-
барский.—III.  1.6
 Плоская  равнина
с  отдельными  хол¬
мами  и  грядами
 30-60
 10
 153
 Прончищева.—
II  1.1.7
 Эрозионный  рас¬
члененный
 50-100
 180—200
 315
 Нагорье
Бырранга.—
II  1.2
 Западный.—
II  1.2.1
 Платообразный
 70
 200
 320
 Централь¬
ный.—  1IL2.2
 Г  рядово-сопочный
 200
 500
 697
 Пясинско-Тай-
мырский.—II  1.2.3
 Сопочный
 150
 350
 483
 Челюскин¬
ский.—II  1.2.4
 Сопочный
 150
 400
 732
 Восточный.—
III.  2.5
 Низкогорный
 300
 700
 1146
 Таймырский.—
II  1.2.6
 Сопочный  котло¬
винный
 150
 300
 661
 Прибрежный.—
III.2.7
 Равнинный
 50
 30—49
 90
 131

гор,  Анатолийского  плоскогорья,  Тавра,  Армянского  нагорья,  Эль¬
бурса,  Туркмено-Хорасанских  гор,  Паропамиза,  Гиндукуша,
Иранского  нагорья,  Памира,  Гималаев,  Западной  Бирмы.  Рав¬
нинные  провинции  представлены  Ломбардской  и  Придунайскими
равнинами,  глубоководные  морские  бассейны  —  котловинами  Сре¬
диземного,  Черного  и  Каспийского  морей.  В  пределах  СССР  рас¬
положены  западная  часть  Восточных  Карпат,  Крым,  'Кавказ,
северная  окраина  Армянского  нагорья,  Копетдаг  и  Памир.
Берега  нашей  страны  в  пределах  описываемой  геоморфологиче¬
ской  зоны  омываются  водами  Черного,  Азовского  и  Каспийского
морей.
 Горным  странам  геоморфологической  зоны  свойственны  систе¬
мы  субпараллельных  хребтов,  разделенных  межгорными  впадина¬
ми  и  депрессиями.  Их  расположение,  абсолютная  высота  и  кон¬
фигурация  во  многом  обусловлены  неоген-четвертичными  текто¬
ническими  движениями.  Колебания  абсолютных  высот  в  горных
странах  (Восточные  Карпаты  —  2061  м;  Крым—  1545  м;  Кав¬
каз—  5633  м;  Копетдаг  —  3117  м,  Памир  —7495  м)  выявляют
систему  орографических  волн,  связанных  с  дифференциацией
тектонических  движений.  Размах  последних  в  неоген-четвертичное
время  составил:  в  Альпах—'10—12  км,  в  Карпатах  —  6—7;  на
Кавказе—10—12,  на  Памире  —8—14  км.
 Отличительная  черта  геологического  строения  гор  Альпийско-
Гималайского  пояса—сложное  чередование  участков  складчато¬
покровных  и  складчато-глыбовых  дислокаций  и  участие  (иногда
значительное)  вулканических  процессов.  В  СССР  такими  особен¬
ностями  геологии  отличаются  Карпаты,  Кавказ  и  Армянское  на¬
горье.
 Внешний  облик  горных  стран  зависит  от  их  высоты  и  разви¬
тия  четвертичного  оледенения.  Так,  для  Кавказа  и  Памира  ха¬
рактерен  типичный  «альпийский»  рельеф  с  островершинными
хребтами,  троговыми  долинами  и  карами.  Морфологический  об¬
лик  средневысотных  гор  Восточных  Карпат,  Крыма  и  Копетдага
больше  обязан  деятельности  эрозионно-денудационных  процессов
и  литолого-структурным  особенностям.  Во  впадинах  Черного
и  Каспийского  морей  выделяются  шельф,  материковый  склон
и  глубокие  котловины  с  выровненным  дном.
 КАРПАТСКАЯ  ГОРНАЯ  СТРАНА
 Карпаты  вытянуты  огромной  дугой  на  полторы  тысячи  кило¬
метров.  Они  начинаются  на  западе  низкогорьями  Малых  Кар¬
пат  (761  м)  и  заканчиваются  у  Железных  ворот  в  долине  реки
Дуная.  Почти  на  всем  протяжении  в  Карпатах  наблюдается  не¬
сколько  параллельных  или  кулисообразных  хребтов,  высота  ко¬
торых  меняется  от  700  до  2663  м  (гора  Герлаховски-Штит  в  Вы¬
соких  Татрах).
 В  горной  части  выделяются  провинции:  1)  Западных  Карпат;
2)  Восточных  Карпат  и  3)  Южных  Карпат.
 132

На  территории  СССР  расположена  западная  часть  Восточных
Карпат  длиной  около  270  км.  Самая  высокая  точка  их  —  гора
Говерла  (2061  м)—находится  в  хребте  Черногора.  Ширина  гор¬
ного  пояса  здесь  110—140  км.
 Основу  геологического  строения  Восточных  Карпат  составля¬
ют  складчато-надвиговые  и  складчато-блоковые  структуры.  Наи¬
более  широко  распространены  смятые  в  складки  осадочные  поро¬
ды  мела  и  палеогена.  В  юго-восточной  части  наблюдается  выступ
кристаллических  пород  раннего  палеозоя,  образующий  Мар-
марошский  массив.  Вдоль  южного  края  Восточных  Карпат  тя¬
нется  Вулканический  хребет,  сложенный  липаритами,  андезита¬
ми  и  базальтами.  С  этой  стороны  в  горные  массивы  Карпат
вклиниваются  линейные  впадины,  постепенно  переходящие
в  Средне-Дунайскую  равнину.  Внутри  сводового  поднятия  Во¬
сточных  Карпат  выделяются  несколько  антиклинориев,  синклино-
риев,  отчетливо  выраженных  в  современном  рельефе.
 Внешняя  антиклинальная  зона  представляет  систему  чешуй¬
чатых  антиклинальных  складок,  местами  надвинутых  друг  на
друга.  В  рельефе  ей  соответствуют  хребты  Бескид,  Горган  и  По-
кутских  Карпат.
 Внутренняя  антиклинальная  зона  занимает  осевую  часть  Кар¬
пат.  К  ней  относится  Полонинский  хребет.  Его  поперечный  про¬
филь  резко  асимметричный.  Асимметричность  обусловлена  регио¬
нальным  надвигом  меловых  пород  на  палеоценовые,  эоценовые
и  олигоценовые  флишевые  породы.
 Между  антиклинальными  зонами  располагается  центральная
синклинальная  зона,  сложенная  главным  образом  палеогеновы¬
ми  осадками.  В  рельефе  ей  соответствует  Центральная  Карпат¬
ская  депрессия.
 На  месте  Закарпатского  внутреннего  прогиба  располагается
Вулканический  хребет,  основание  которого  сложено  палеогено¬
выми  и  неогеновыми  осадками,  прорванными  по  системам  тре¬
щин  липаритами,  андезитами  и  базальтами.
 Закарпатский  прогиб  слагают  мощные  толщи  песчаников,
алевролитов,  глин  и  песков,  конгломератов,  включающих  соле¬
носные  отложения.  В  рельефе  этим  участкам  соответствуют  рав¬
нины  Верхнетисенской  впадины  и  Берегового  холмогорья.
 Следовательно,  для  рельефа  страны  характерны:  1)  продоль¬
но-зональное  строение  основных  морфоструктур  и  2)  прямое  вы¬
ражение  в  современном  рельефе  особенностей  геологического
строения.  Соответственно  этим  особенностям  Восточные  Карпаты
разделены  на  несколько  областей  (см.  рис.  3).
 Бескидо-Горганская  область.  Она  включает  площади  распро¬
странения  хребтов  Бескид,  Горган  и  Покутских  Карпат.  Длина
ее  (в  пределах  СССР)  достигает  280  км  при  ширине  24—36  км.
Наиболее  характерны  хребты  с  абсолютными  отметками  1200—
—  1500  м,  максимальные  отметки  более  1800  м  (гора  Сывуля,
1818  м).  В  рельефе  наблюдается  тесная  связь  со  структурно-ли¬
тологическим  строением.  Основные  хребты  соответствуют  крупным
 133

антиклинальным  складкам.  Многие  складки  опрокинуты  и  надви¬
нуты  друг  на  друга,  образуют  чешуи  (Скибы).  Последние
в  большинстве  случаев  выражены  в  рельефе  в  виде  коротких
хребтов.  Иногда  эту  область  называют  Скибовыми  Карпатами.
Вершинные  поверхности  многих  хребтов,  сложенные  плотными
песчаниками  ямненской  свиты  палеоцена,  имеют  облик  скалистых
гребней  с  останцами  денудации.  Особенно  характерен  такой
рельеф  для  вершинных  поверхностей  Горган.  Речные  долины  при
пересечении  хребтов  образуют  узкие  каньоны  с  большим  паде¬
нием  продольного  профиля  (река  Прут).  Вдоль  участков  распро¬
странения  малоустойчивых  к  денудации  пород  (алевролиты,  ар¬
гиллиты,  глины)  развиты  продольные  системы  долин  и  межгор-
ных  котловин.
 Полонинская  область.  В  нее  входят  Полонинский  хребет
и  Центральная  Карпатская  депрессия.  Хребет  состоит  из  цепоч¬
ки  кулисообразных  горных  массивов,  абсолютная  высота  кото¬
рых  постепенно  нарастает  с  северо-запада  на  юго-восток  с  1300
до  2000  м.  Глубокими  поперечными  долинами  Полонинский  хре¬
бет  разделен  на  отдельные  гряды:  Полонина  Руна  (1479),  Бор-
жава  (1677  м),  Красная  (1496  м),  Свидовец  (1883)  и  др.  Длина
гряд  обычно  не  более  40  км,  максимальная  длина  85  км  (Поло¬
нина  Боржава).  Восточнее  Полонины  Красной  между  долинами
рек  Тересвы  и  Черной  Тисы  лежит  хребет  Свидовец,  отличаю¬
щийся  резкой  асимметрией  поперечного  профиля: 	пологий
 и  длинный  южный  и  короткий,  крутой  северный  склоны.  Глубоко
проникшие  с  юго-запада  верховья  рек  Малой  и  Средней  Шонур-
ки  и  Косовской  придали  хребту  извилистые  очертания.  Привер¬
шинные  части  склонов  изъедены  многочисленными  ледниковыми
карами  и  прикрыты  чехлом  моренных  отложений.
 К  юго-востоку  от  хребта  Свидовец  поднимается  хребет  Чер-
ногора—-самая  высокая  часть  Восточных  Карпат.  Массивы  гор
Говерлы,  Петроса  и  некоторых  других  поднимаются  выше  2  км.
На  них  также  хорошо  сохранился  древнеледниковый  рельеф.  На¬
иболее  крупные  из  каров  достигают  в  поперечнике  0,5  км.  По
склонам  хребтов  четвертичные  ледники  спускались  до  отметок
110—1200  м.
 Рельеф  вершинных  поверхностей  некоторых  хребтов  сглажен¬
ный,  а  местами  —  уплощенный.  Предполагается,  что  эти  поверх¬
ности—  фрагменты  древнего  выровненного  рельефа.
 Параллельно  Полонинскому  хребту  тянется  полоса  Централь¬
ной  карпатской  депрессии.  Она  выражена  в  рельефе  системами
низкогорных  хребтов  (1100—1400  м),  расчлененных  внутригорны-
ми  котловинами  (Ворохтинская,  Ясинская  и  Др.)*  Рельеф  депрес¬
сии  формировался  в  полосе  кросненских  флишевых  пород,  мало
устойчивых  к  процессам  денудации.  Характерны  террасирован¬
ные  речные  долины  с  мягкими  очертаниями  склонов.  В  котлови¬
нах  широко  распространен  оползневый  рельеф.
 С  юго-запада  Полонинский  хребет  окаймлен  цепочкой  узких
котловин,  образующих  Внутрикарпатскую  депрессию.  Это  систе¬
 134

ма  низкогорных  (400—500  м)  хребтов,  расчлененных  поперечны¬
ми  речными  долинами.  В  продольных  долинах  наблюдается  куэ-
стовый  рельеф,  формирование  которого  обусловлено  бронирова¬
нием.  поверхности  юрскими  известняками.  Эту  полосу  иногда  на¬
зывают  «зоной  утесов».
 Вулканическая  область.  Она  представлена  Вулканическим
хребтом,  состоящим  из  обособленных  и  вытянутых  в  единую  цепь
низкогорных  массивов  высотой  800—1000  м  (гора  Бужора,
1081  м).  Массивы  сложены  преимущественно  андезитами,  анде-
зито-базальтами,  базальтами  и  пирокластическими  образования¬
ми,  которые  хорошо  отпрепарированы  денудацией  и  в  рельефе
выражены  в  виде  куполов  или  пологих  длинных  склонов  лаво¬
вых  полей.  Часть  лавовых  языков  заполняет  древние  речные  до¬
лины.
 У  г.  Хуста  Вулканический  хребет  пересекает  долина  р.  Тисы,
образуя  так  называемые  Хустские  ворота.  В  этом  районе  наблю¬
дается  семь  надпойменных  террас,  самая  древняя  из  которых
(200-метровая)  относится  к  позднему  плиоцену.
 Закарпатская  область.  Эта  равнинная  территория  входит
в  провинцию  Среднедунайской  равнины.  Для  нее  характерно
широкое  распространение  низких  (6—8  и  16—18  м)  террас  р.  Ти¬
сы  и  пролювиальных  шлейфов.  На  фоне  слабо  наклоненных
к  югу  аккумулятивных  поверхностей  (100—220  м)  наблюдаются
обособленные  низкие  вулканические  конусы  Береговского  холмо-
горья  (180—360  м).  Равнинность  поверхности  и  высокое  стояние
уровня  грунтовых  вод  в  период  паводков  обусловливают  широкие
разливы  рек  и  заболачивание  пойменных  террас.  Обилие  рыхлых
неоген-четвертичных  отложений  способствует  развитию  оползне¬
вых  процессов.
 КРЫМСКО-КАВКАЗСКАЯ  СТРАНА
 Крымско-Кавказская  страна  включает  горные  сооружения
Большого  Кавказа  с  отделяющей  его  от  Закавказского  нагорья
Закавказской  межгорной  депрессией,  Горный  Крым  и  глубоко¬
водные  впадины  Черного  моря  и  Южного  Каспия.
 Основные  черты  рельефа  континентальной  части  страны  пол¬
ностью  отвечают  мегаструктурным  зонам,  которые  имеют  харак¬
терное  («кавказское»)  направление  с  запада-северо-запада  на  во¬
сток-юго-восток.  Одна  из  зон  —  мегантиклинорий  Большого  Кав¬
каза.  Он  наиболее  приподнят  в  центральной  части  и  снижается
к  северо-западному  и  юго-восточному  окончаниям.  Южнее  этой
зоны  протягиваются  закавказские  межгорные  прогибы  —  Риои-
ский  и  Куринский,  разделенные  поперечным  Дзирульским  высту¬
пом  палеозойского  фундамента.
 Продольные  мегаморфоструктуры  Кавказа  пересечены  попе¬
речным  Главным  Транскавказским  поднятием,  проходящим  через
Дзирульский  выступ.  .К  западу  и  востоку  от  него  проходят  ме¬
нее  значительные  поперечные  структурные  зоны.  Они  ступенчато
 135

КАСТРАНА  КРЬ1МСК0-КАВКАЗСКАЯ.  /  —  провинция  Крымско-Кавказских  гор;  /  —  область  Северо-Западного  Кавказа;  2  —  область  Цен¬
трального  и  Западного  Кавказа  ;подобласти  2(1)  —  Водораздельного  и  Бокового  (Передового)  хребтов;  2(2)—Лабино-Малкинская,  2(3) 	Аб-
 хазо-Рачинская;  3  —  область  Восточного  Кавказа;  подобласти  —  3(1)  —  Водораздельного  и  Бокового  хребтов,  3(2)  —  Внутреннего  (известняково¬
го)  Дагестана,  3(3)  —  Внешнего  Дагестана,  3(4)  —  Терского  и  Сунженского  хребтов,  3(5)  —  Карталино-Кахетинская,  4  —  область  Юго-Восточного
Кавказа,  подооласти  —  4(1)  Бабадаг-Дибрарская,  4(2)—Апшероно-Кобыстанская,  4(3)  —  Кусаро-Дивичинская;  5  —  область  Горного  Крыма;
подобласти  -5(1)-  Внешних  (куэстовых)  гряд;  5(2)  -  Главной  гряды  (Яйлы);  6  -область  Керченско-Таманская;  подобласти  -  6(1)  -  Керчен¬
ского  полуострова;  6(2)  —  Таманского  полуострова;  II  —провинция  Закавказской  межгорной  депрессии;  /  —  область  Рионская;  подобласти  —
1(1)  —  Колхидской  аллювиально-дельтовой  низменности,  1(2)  —  Кутаисско-  Зугдидской  аллювиально-пролювиальной  равнины;  2  —  область  Верхне-
и  Среднекуринская;  подобласти  -  2(1)  -  Дзирульского  (Сурамского)  среднегорного  массива,  2(2)  -  Верхнекуринской  (Карталинской)  впадины,
2(3)  Алазанско-Агричайской  аллювиально-пролювиальной  равнины,  2(4)  —  Шекино-Аджинаурского  складчатого  средне-  и  низкогорья,  2(5)  —
Среднекуринской  террасированной  аллювиально-пролювиальной  равнины;  3  —  область  Куринско-Араксинская;  подобласти  —  3(1)  —  Нижнекурин-
ской  аллювиальной  равнины,  3(2)  —  Нижнеараксинской  аллювиально-пролювиальной  равнины;  3(3)  —  Ширванской  аллювиальной  равнины;  III  —
провинция  Черноморской  впадины,  /  —  область  Крымско-Кавказская  шельфовая;  подобласти  —1(1)  —  Крымско-Таманская,  /(^  —  Кавказская
шельфовая;  2  —  область  борта  Черноморской  впадины;  подобласти  —  2(1)  —  Данубская,  2(2)  —  Крымская,  2(3)  —  Керченско-Таманская,  2(4)  —
Западнокавказская,  2(5)  —  Приколхидская;  3  —  область  Центральночерноморская;  IV  —  провинция  Южнокаспийской  впадины;  /  —  область  шель¬
фа  Южного  Каспия;  подобласти  1(1)—Апшеронского  порога,  1(2)—  Южнокобыстанская,  1(3)  —  Куринско-Ленкоранская,  1(4)—Западнотурк¬
менского  шельфа;  2  —  область  материкового  склона  Южного  Каспия;  3  —  область  Центрально-  и  Южнокаспийская;  подобласти  —  3(1)  —  Южно-
каспийских  хребтов,  3(2)  —  абиссальной  равнины.
 МА  —  СТРАНА  МАЛОАЗИАТСКОГО  НАГОРЬЯ.  1  —  провинция  Закавказского  нагорья;  1(1)—  подпровинция  Передовых  хребтов  Малого
Кавказа;  /  —область  Аджаро-Триалетского  горного  поднятия;  подобласти  —  1(1)  —  Аджаро-Имеритинского  хребта;  1(2)  —  Триалетского  хребта;  2  —
область  Сомхето-Карабахского  среднегорного  поднятия;  подобласти  —  2(1)  —  Сомхето-Муравдагского  горного  поднятия;  2(2)  —  Карабахского  хребта;
2(3)  —  Урц-Зангезурского  горного  поднятия;  3  —  область  Карадагско-Талышских  гор;  1(11)  —  подпровинция  Армянского  вулкано-тектонического
нагорья;  области—  /  —Джавахетского  лавового  нагорья,  2  —  Армянского  нагорья,  3  —  Среднеараксинской  аллювиально-пролювиальной  равнины.
Другие  обозначения  см.  на  рис.  3.

спускаются  в  стороны  Черноморской  и  Каспийской  депрес¬
сий.
 Характер  мегаморфоструктурных  зон  тесно  связан  с  мощ¬
ностью  земной  коры.  В  пределах  Большого  Кавказа  она  превы¬
шает  50  км  (в  районе  Эльбруса  65—67  км).  В  межгорных  депрес¬
сиях  толщина  земной  коры  уменьшается  до  40  км  и  менее.
 Интенсивные  новейшие  поднятия  в  ряде  мест  сопровождались
вулканическими  извержениями.  В  результате  появились  харак¬
терные  вулканические  и  субвулканические  формы  рельефа.  По¬
всеместно  рельеф  преобразован  разнообразными  экзогенными
процессами  (морские,  флювиальные,  ледниковые,  склоновые),
обусловившими  формирование  свойственной  Кавказу  вертикаль¬
ной  морфологической  поясности:  от  наиболее  высокого  пояса  аль-
пинотипных  гребней  горных  хребтов,  созданных  древним  и  сов¬
ременным  горным  оледенением,  до  пояса  низких  эрозионно-дену¬
дационных  и  аккумулятивных  (аллювиально-пролювиальных,
морских)  террасированных  предгорий.
 Вопросы  геоморфологического  районирования  Большого  Кав¬
каза  и  Крымских  гор  освещаются  в  монографиях  «Горные  стра¬
ны  европейской  части  СССР  и  Кавказа»  (1974),  «Кавказ  (при¬
родные  условия  и  естественные  ресурсы)»  (1966),  в  работах
Н.  А.  Гвоздецкого,  Н.  В.  Думитрашко,  Е.  Е.  Милановского,
И.  С.  Щукина  и  др.
 В  соответствии  с  основными  морфоструктурными  элементами
в  Крымско-Кавказской  стране  различают  две  геоморфологиче¬
ские  провинции  суши  (рис.  8)  —  Крымско-Кавказских  гор  и  За¬
кавказской  межгорной  депрессии  и  две  морские  провинции  —
Черноморской  и  Южнокаспийской  впадин.  Морские  провинции
описаны  в  разделах  «Черное»  и  «Каспийское  моря».
 Провинция  Крымско-Кавказских  гор
 Провинция  отвечает  складчато-глыбовому  сооружению  Боль¬
шого  Кавказа,  на  западном  продолжении  которого  находятся  го¬
ры  Крымского  полуострова.
 Большой  Кавказ  протягивается  прямолинейно  с  запада-северо-
запада  на  восток-юго-восток  почти  на  1300  км.  Ширина  его  до
200  км.  Между  горами  Фишт  и  Бабадаг  расположен  Водораз¬
дельный,  или  Главный,  хребет.  На  северо-запад  от  Фишта  он
продолжается  Черноморской  цепью,  а  на  юго-восток  —  Каспий¬
ской  цепью.  Водораздельный  хребет  на  всем  протяжении  (кроме
перевалов/  поднимается  выше  3000  м.  Его  высшая  точка  —  гора
Шхара  (5201  м)—вторая  по  высоте  вершина  Кавказа.  Север¬
нее  параллельно  Водораздельному  хребту  на  расстоянии
15—40  км  проходит  Боковой  хребет.  Во  многих  местах  его  вер¬
шины  поднимаются  выше  гор  Водораздельного  хребта.  На  Боко¬
вом  хребте  находится  и  самая  высокая  точка  Кавказа  —  гора
Эльбрус  (5633  м).
 138

На  всем  протяжении  северо-восточный  склон  Большого  Кавка¬
за  длинный,  расчлененный  долинами  на  отдельные  хребты.  Юж¬
ный  склон  более  короткий  и  крутой,  особенно  в  восточной  поло¬
вине  Кавказа,  где  он  обрывается  в  сторону  Куринской  низменно¬
сти.
 Орографические  особенности  Большого  Кавказа  соответству¬
ют  его  геологической  структуре.  В  геотектоническом  отношении
это  асимметрично  построенный  мегантиклииорий  с  отчетливым
осевым  поднятием,  сложенным  палеозоем  и  лейасом,  с  широким
и  относительно  просто  построенным  северным  крылом  и  более
крутым  и  узким  южным  крылом.  В  строении  последнего  участ¬
вуют  сильно  смятые,  как  правило,  запрокинутые  и  надвинутые
к  югу  мезозойские  и  отчасти  палеогеновые  толщи.
 Мегантиклииорий  разбит  системой  продольных  и  поперечных
разломов.  Среди  продольных  разломов  особенно  четко  выражена
в  рельефе  Пшекшиш-Тарнаузская  шовная  зона,  отделяющая  ге¬
осинклиналь  Большого  Кавказа  от  Закавказья.  Большой  Кавказ
можно  разделить  на  несколько  поперечных  .и  продольных  струк¬
турных  элементов.
 В  провинции  Крымско-Кавказских  гор  выделяется  шесть  об¬
ластей.
 Область  Северо-Западного  Кавказа.  Она  отвечает  северо-за¬
падному  погружению  Кавказского  мегантиклинория  .и  его  пери-
клинальному  замыканию  (к  северо-западу  от  гор  Фишт  и  Ош-
тен).  Характеризуется  средневысотным  и  низкогорным  рельефом
с  высотами  на  юго-востоке  1500—2000  м.  На  северо-западе  высо¬
ты  уменьшаются  до  400  м.  Сложена  область  преимущественно
флишевой  толщей  позднего  мезозоя.  Для  рельефа  характерны
параллельные  складчатые  хребты,  вытянутые  в  северо-западном
направлении  и  разделенные  продольными  долинами.  При  общей
сильной  расчлененности  эрозией  поверхность  отличается  преи¬
мущественно  пологими  мягкими  формами.
 Область  Центрального  и  Западного  Кавказа.  Самая  высокая
часть  Большого  Кавказского  хребта  (до  5000  м  и  более)  распо¬
ложена  между  горой  Фишт  и  Дарьяльским  ущельем.  Она  отве¬
чает  наиболее  приподнятому  отрезку  Кавказского  мегантиклино¬
рия  с  выходами  на  поверхность  или  близким  залеганием  жестко¬
го  палеозойского  массива  фундамента.  Поэтому  в  этом  районе
очень  четко  проявляется  глыбовое  строение  Кавказа,  обусловлен¬
ное  системами  разломов  северо-западного  и  субширотного,  а  также
поперечного  простираний.  Мегантиклииорий  построен  резко
асимметрично,  и  это  отчетливо  выражено  в  рельефе.  В  области
выделяются  три  подобласти,  вытянутые  согласно  общему  прости¬
ранию  гор  в  северо-западном  направлении.
 Подобласть  Водораздельного  и  Бокового  (Передового)  хреб¬
тов  включает  наиболее  высокие  вершины  Большого  Кавказа  —
Эльбрус  (5633  м),  Казбек  (5043  м)  и  др.  Она  соответствует
горст-антиклинорию  Главного  хребта,  сложенному  кристалличе¬
скими  сланцами  и  гнейсами  палеозоя.  По  системе  крупных
 139

разломов,  образующих  так  называемый  главный  надвиг  Большого
Кавказа,  горст-антиклинальная  зона  смещена  к  югу,  в  сторону
складчатой  зоны  южного  склона,  которая  образовалась  на  месте
осевой,  наиболее  глубокой  и  длительно  погружавшейся  зоны  аль¬
пийской  геосинклинали.
 Рельеф  глубоко  -и  резко  расчленен  речными  долинами,  часто
имеющими  характер  ущелий  и  теснин  глубиной  до  1500  м  и  бо¬
лее.  Широко  распространены  современные  и  древние  горно-лед-
никовые  формы  —  кары  и  троги,  разделенные  острыми  гребня¬
ми  —карлингами.
 Лабино-Малкине  кая  подобласть  охватывает  в  основном  се¬
верный  склон  Западного  и  Центрального  Кавказа.  Ее  рельеф
расчленен  на  несколько  продольных  (параллельных  главному
гребню)  асимметричных  гряд  —  куэст  с  крутым  южным  и  поло¬
гим  северным  склонами.  Подобласть  соответствует  Лабино-Мал-
кинской  моноклинальной  зоне  (Северокавказскому  краевому
массиву),  где  на  складчатом  палеозойском  фундаменте  несоглас¬
но  залегают  отложения  юры,  мела  и  низов  палеогена,  полого
(5—15°)  моноклинально  падающие  к  северу.  Так  как  породы
резко  различной  стойкости  против  денудации,  то  возникли  три
куэстовые  гряды.
 Наиболее  высокая  южная  гряда  —  Скалистый  хребет  (абсо¬
лютная  высота  до  3000  м  и  более,  максимальная  высота  3486  м).
Он  сложен  известняками  верхней  юры  и  нижнего  мела.  Средняя
гряда  (абсолютная  высота  1000—1500  м)—Черные  горы  —  обра¬
зована  верхнемеловыми  известняками,  а  северная  —  неогеновыми
породами.  Продольная  юрская  депрессия  отделяет  Скалистый
хребет  от  высокогорья  Большого  Кавказа.
 Абхазо-Рачинская  подобласть  занимает  южные  отроги  Цент¬
рального  и  Западного  Кавказа  —  Бзыбский,  Кодорский,  Сванет-
ский,  Эгрисский  и  другие  хребты  (абслютная  высота  до  4000  м).
Она  отвечает  Абхазско-Рачинской  тектонической  зоне  южного
крыла  мегантиклинория.  Поверх  сложно  дислоцированного  нижне¬
го  структурного  яруса  здесь  залегают  мощные  карбонатные  толщи
верхней  юры  и  мела,  которые  образуют  простые  брахискладки,
круто  погружающиеся  на  юге  под  неоген  Рионской  и  Черноморской
впадин.  Рельеф  от  высокогорного  на  севере  до  низкогорного  на
юге  подобласти  резко  расчленен  эрозией.  Характерно  широкое
развитие  карстовых  форм  и  глубоких  (до  1500  м)  каньонообраз¬
ных  долин  (Бзыби,  Кодора  и  других  рек).  В  сторону  побережья
рельеф  переходит  в  холмистые  предгорья,  сложенные  рыхлыми
породами  палеогена  и  неогена  и  осложненные  на  побережье  мор¬
скими  террасами.
 Область  Восточного  Кавказа.  Она  располагается  между  Да-
рьяльским  ущельем  и  горой  Шахдаг  (4243  м).  Восточный  Кавказ
несколько  ниже  Центрального  Кавказа,  но  многие  его  вершины
превышают  4000  м.  Он  соответствует  Восточнокавказскому  отрез¬
ку  мегантиклинория,  который  тектонически  приподнят  меньше,
чем  Центральный.  Палеозойский  субстрат  почти  не  обнажается.
 140

Большой  мощности  достигают  сланцевые  толщи  юры.  Восточно¬
кавказский  отрезок,  как  и  Центральный,  построен  резко  несиммет¬
рично:  северное  крыло  его  значительно  шире  южного.  В  соответ¬
ствии  с  общим  геотектоническим  планом  область  можно  разделить
на  пять  подобластей.
 Подобласть  Водораздельного  и  Бокового  хребтов  отвечает
горст-антиклинорию  Большого  Кавказа.  Рельеф  высокогорный,
альпинотипный,  однако  горно-ледниковые  формы  развиты  и  сохра¬
нились  меньше,  чем  в  Центральном  Кавказе.  Это  объясняется
тем,  что  в  Восточном  Кавказе  рельеф  сложен  легко  разрушающи¬
мися  глинистыми  сланцами,  образующими  осыпи,  обвалы,  ополз¬
ни  и  грязевые  потоки.  Большое  значение  в  формировании  рельефа
имеет  также  некоторое  уменьшение  высоты  хребта  и  увеличение
высоты  снеговой  границы  вследствие  усиления  сухости  климата.
 Подобласть  Внутреннего  (известнякового)  Дагестана  располо¬
жена  на  северном  крыле  мегантиклинория.  Она  сложена  мощной
толщей  юрских  и  меловых  пород,  преимущественно  известняков
и  сланцев,  смятых  в  сложные  сундучные,  реже  изоклинальные
складки.  Пласты  известняков  играют  бронирующую  роль.  С  их
выходами  связано  формирование  моноклинальных,  антиклиналь¬
ных  хребтов  и  характерных  для  Дагестана  инверсионных  форм  —
синклинальных  гор,  хребтов  и  плато  (Гуниб,  Кечерское  и  др.)
абсолютной  высотой  до  3000.  м.  Между  хребтами  врезаны  глубо¬
кие  крутосклонные  долины,  нередко  каньоны,  глубиной  1000—
1200  м  (Сулакский  каньон  и  др.).
 Подобласть  Внешнего  Дагестана  сложена  легко  разрушаемы¬
ми  породами  кайнозоя.  Здесь  преобладает  низкогорный  рельеф
(до  800  м)  с  мягкими  очертаниями  горных  хребтов  и  широкими
террасированными  долинами.
 Подобласть  Терского  и  Сунженского  хребтов  (абсолютные  вы¬
соты  соответственно  до  492  и  859  м),  разделенных  межхребтовы-
ми  понижениями,  полностью  отвечает  растущим  складчатым
структурам  внутренней  части  Терского  краевого  прогиба,  сложен¬
ным  породами  палеогена  и  неогена.
 Карталино-Кахетинская  подобласть  короткого  и  крутого  южно¬
го  склона  Восточного  Кавказа  характеризуется  быстро  снижаю¬
щимся  к  югу  среднегорным  рельефом  на  юрских  и  меловых  фли-
шевых  породах  южного  крыла  мегантиклинория,  осложненного
надвигом.
 Область  Юго-Восточного  Кавказа.  Она  соответствует  быстро
погружающемуся  на  восток  окончанию  мегантиклинория  Большо¬
го  Кавказа,  сложенному  преимущественно  меловыми  и  кайнозой¬
скими  отложениями.  Разделяется  на  три  подобласти.
 Бабадаг-Дибрарская  подобласть  совпадает  с  юго-восточным
сегментом  Кавказского  мегантиклинория,  характеризующимся
быстрым  погружением  структур  южного  крыла  мегантиклинория,
его  осевой  зоны  и  резким  сужением  мегантиклинория  в  связи
с  наложением  на  его  северное  крыло  Кусаро-Дивичинского  крае¬
вого  прогиба.  Сложена  преимущественно  глинистыми  сланцами,
 141

песчаниками,  мергелями  и  конгломератами  мелового  и  палеогено¬
вого  возраста,  смятыми  в  крупные  короткие  складки,  нередко
осложненные  разломами.  Для  рельефа  характерно  расчленение
на  отдельные  хребты  (высотой  до  3500  м),  часто  инверсионные
(синклинальные)  с  платообразной  вершиной  и  крутыми  склонами.
Широко  распространены  формы  физического  выветривания  и  гра¬
витации  (осыпи,  обвалы  и  др.).
 Подобласть  Апшероно-Кобыстанская  расположена  на  одно¬
именной  зоне  поперечного  опускания  Кавказа,  где  южное  крыло
мегантиклинория,  сложенное  сильно  смятым  мелом,  периклиналь-
но  погружается  сначала  под  глинистые  толщи  палеогена-миоцена,
а  затем  под  плиоценово-четвертичные  террасы.  Гребневидные,
часто  брахиморфные  складки  образуют  широкий  веер,  погружаю¬
щийся  в  сторону  Южнокаспийской  впадины.
 В  рельефе  Кобыстана  прослеживаются  ряды  средневысотных
и  низких  гряд  (400—1000  м),  вытянутых  по  простиранию  складок.
В  западной  части  Апшеронского  полуострова  широко  развиты
изометричные  или  вытянутые  в  плане  синклинальные  плато  (Гез-
дек,  Кергез  и  др.)  высотой  230—400  м,  разделенные  котловинами
(«долинами»),  возникшими  в  значительной  степени  под  воздейст¬
вием  дефляции  (Ясмальская  долина  и  др.).  Здесь  широко  распро¬
странены  грязевые  сопки,  осложняющие  брахиморфные  антикли¬
нальные  складки.
 Кусаро-Дивичинская  подобласть  террасированной,  аллювиаль-
но-пролювиальной  наклонной  равнины  расположена  на  одноимен¬
ном  поперечном  прогибе.
 К  области  Юго-Восточного  Кавказа  относится  также  под¬
область  Апшеронского  подводного  погребенного  мегантиклинория
Большого  Кавказа.
 Область  Горного  Крыма.  Геотектонически  Крымские  горы  —
сложно  построенный  антиклинорий,  южная  часть  которого  по  ли¬
нии  мощного  продольного  разлома  опущена  ниже  уровня  Черного
моря.  Ядро  антиклинория  сложено  таврической  свитой  —  глинис¬
тыми  сланцами  с  прослоями  песчаников  верхнего  триаса  и  нижней
юры.  На  сланцах  залегают  средне-  и  верхнеюрские  отложения,
главным  образом  известняки.  Северное  крыло  мегантиклинория
сложено  меловыми  и  палеогеновыми  отложениями.
 Крымские  горы  резко  асимметричны  и  разделяются  на  две  под¬
области.
 Подобласть  Главной  гряды  (Яйлы)  расчленена  на  отдельные
плосковершинные  массивы,  отличается  крутыми,  в  верхней  части
обрывистыми  склонами,  особенно  южными,  обращенными  к  морю.
В  средней  части  Яйла  поднимается  до  1545  м.  Выделяется  полоса
южного  берега  Крыма,  расчлененная  эрозией,  осложненная  ополз¬
невыми  формами,  субвулканическими  образованиями  типа  лакко¬
литов.  Берега  изменяются  морскими  береговыми  процессами.
 Подобласть  Внешних  (куэстовых)  гряд  сложена  моноклиналь¬
но  залегающими  отложениями  мелового,  палеогенового  и  неогено¬
вого  возраста.  Выделяются  внутренняя  и  внешняя  куэстовые  гря¬
 142

ды  высотой  соответственно  550—700  и  250—350  м.  Их  гребни
и  пологие  северные  склоны  бронированы  прочными  датскими,
эоценовыми  (нуммулитовыми)  и  сарматскими  известняками.
 Керченско-Таманская  область.  Она  проектируется  на  припод¬
нятый  и  подвергшийся  складчатости  наложенный  Керченско-Та¬
манский  прогиб.  Эрозионно-тектоническим  понижением  Керчен¬
ского  пролива  делится  на  две  подобласти.
 Подобласть  Керченского  полуострова  сложена  глинами  олиго¬
цена  (майкопская  свита),  выше  которых  лежат  нижнемиоценовые
известняки,  песчаники  и  мергели,  перекрытые,  в  свою  очередь,
темными  глинами,  а  в  северо-восточной  части  полуострова  мерге¬
лями  и  твердыми  рифовыми  известняками  сармата.  Породы  смя¬
ты  в  антиклинальные  и  синклинальные  складки,  выраженные  в  ре¬
льефе  в  виде  гряд,  небольших  хребтов  и  плато,  разделенных
широкими  понижениями.  Распространены  грязевые  оовдки.  В  юго-
западной  части  полуострова  простирается  волнистая  равнина,рас¬
члененная  балками  и  вытянутыми  котловинами  с  солеными  озера¬
ми  и  солончаками.
 Подобласть  Таманского  полуострова  отвечает  серии  пологих
складок  неогеновых  пород  главным  образом  глинистого  состава.
Пологовьшуклые  антиклинальные  гряды,  вытянутые  большей
частью  широтно,  чередуются  с  понижениями,  которые  заняты
горькосолеными  озерами,  лиманами,  солончаками.  На  своды  анти¬
клиналей  насажены  конусы  грязевых  вулканов  (абсолютная
высота  до  164  м).
 Провинция  Закавказской  межгорной  депрессии
 Закавказская  межгорная  депрессия  отвечает  одноименной  тек¬
тонической  мегаструктуре,  в  которой  различаются  подчиненные
структуры,  возникшие  в  результате  движений  разной  направлен¬
ности  и  амплитуды.  Четко  выделяются  Причерноморский  и  При¬
каспийский  отрезки  депрессии,  испытавшие  интенсивные  новейшие
опускания,  и  средний  отрезок,  который  в  новейшее  время  подвер¬
гался  поднятию.  В  соответствии  с  этим  провинция  межгорной  деп¬
рессии  разделяется  на  3  области.
 Рионская  область.  В  западной  части  депрессия  отвечает  одно¬
именному  прогибу,  выполненному  мощной  толщей  (до  3  км)  но¬
вейших  отложений.  Однако  краевые  части  котловины  были  час¬
тично  втянуты  в  поднятия,  и  это  позволяет  разделить  о<бласть  на
две  подобласти.
 Подобласть  Колхидской  аллювиально-дельтовой  низменности
отвечает  осевой  зоне  Рионского  прогиба,  испытавшей  основные
опускания  в  мэотис-антропогеновое  время.
 Подобласть  Кутаисско-Зугдидской  аллювиально-пролювиаль-
ной  расчлененной  равнины  соответствует  северной  краевой  зоне
Рионского  прогиба,  испытавшей  глубокие  опускания  в  олигоце¬
не—  миоцене  и  с  плиоцена  втянутой  в  поднятия  Большого  Кав¬
каза.
 143

Верхне-  и  Среднекуринская  область.  Это  средняя  часть  Закав¬
казской  депрессии  со  средне-  и  низкогорным  рельефом,  чередую¬
щимися  с  участками  аллювиально-пролювиальных  равнин.  Она
отвечает  Грузинскому  срединному  массиву,  в  пределах  которого
на  сложно  дислоцированном  фундаменте  залегают  слабо  деформи¬
рованные  отложения  верхнего  структурного  яруса  —  юрские,  ме¬
ловые  и  более  молодые.  Начиная  с  сармата,  массив  был  разобщен
дифференцированными  движениями  на,  более  дробные  структуры,
прямо  выраженные  в  рельефе.  Разделяется  на  пять  подобластей.
 Подобласть  Дзирульского  (Сурамского)  среднегорного  масси¬
ва  -высотой  до  1200  м  расположена  на  одноименном  выстуи-е  склад¬
чатого  фундамента,  сложенного  'метаморфическими  'породами  ниж¬
него  палеозоя  и  прорванного  герцинскими  гранитоидами.  Массив
разбит  разломами,  расчленен  молодыми  речными  долинами  глуби¬
ной  200—400  м.
 Подобласть  Верхнекуринской  (Карталинской)  впадины  с  вы¬
сотами,  повышающимися  к  окружающим  горам  (от  550  до  1000  м
и  более),  выполнена  мощными  (до  3  км  -и  более)  миоценовыми
и  нижнеплиоценовыми  молассами,  перекрыта  четвертичными  га¬
лечниками  и  суглинками  —  отложениями  Куры  и  ее  притоков.
Рельеф  равнинный,  аллювиально-пролювиальный,  ближе  к  горам
расчлененный  эрозией.
 Подобласть  Алазанско-Агричайской  аллювиально-пролювиаль-
ной  равнины  вытянута  полосой  по  простиранию  одноименного
новейшего  межгорного  прогиба.  Прогиб  испытывал  опускания
преимущественно  в  плиоцен-четвертичное  время.  Это  наложенная
структура  на  альпийские  складчатые  сооружения  южного  склона
Восточного  Кавказа.
 Подобласть  Шекино-Аджинаурского  складчатого  средне-  и  низ¬
когорья  (высотой  от  500  м  на  юго-еостоке  до  1000—1500  м  и  более
на  северо-западе.  Испытывала  мощные  опускания  на  протяжении
неогена  и  последующее  интенсивное  складкообразование  в  позд¬
нем  плиоцене  —  плейстоцене.  Складки  осложнены  продольными
разломами  и  надвигами,  отчетливо  и  прямо  выражены  в  рельефе
в  виде  хребтов  и  межгорных  понижений.
 Подобласть  Среднекуринской  террасированной  аллювиально-
пролювиальной  расчлененной  равнины  расположена  на  одноимен¬
ном  межгорном  прогибе.  Абсолютная  высота  200—600  м.  Глубина
эрозионного  расчленения  до  150  м.
 Куринско-Араксинская  область.  Это  область  аллювиальных,
аллювиально-пролювиальных  низменных  равнин  на  межгорных
неотектонических  впадинах  и  прогибах.  Разделяется  на  три  под¬
области.
 Подобласть  Нижнекуринской  аллювиальной  низменной  равнины
расположена  в  одноименной  межгорной  впадине  с  мощным  чех¬
лом  плиоценовых  и  четвертичных  отложений,  подошва  которых
опускается  на  глубину  до  7  км.  Поверхность  низины  плоская,  за¬
болоченная,  с  солеными  и  пресными  озерами  и  солончаками.
 Подобласть  Нижнеараксинской  аллювиально-пролювиальной
 144

наклонной  равнины  расположена  на  одноименном  поперечном
межгорном  прогибе,  наложенном  в  новейшее  время  на  альпийские
складчатые  сооружения  юго-восточной  части  Малого  Кавказа
(абсолютные  высоты  до  500  м  и  более).  Наблюдается  заметное
эрозионное  расчленение.
 Подобласть  Ширванской  аллювиальной  низменной  равнины
осложнена  крупными  плоскими  конусами  выноса  рек,  стекающих
с  южного  склона  Юго-Восточного  Кавказа.  Проектируется  на  се¬
верное  крыло  Нижнекуринской  впадины.  Абсолютные  высоты  до
200  м.
 СТРАНА  МАЛОАЗИАТСКОЕ  НАГОРЬЕ
 Малоазиатское  нагорье  соответствует  внутренней  части  аль¬
пийской  орогенической  зоны  с  контрастными  новейшими  тектони¬
ческими  движениями  большой  амплитуды  и  с  интенсивным  моло¬
дым  вулканизмом.  Простирается  далеко  за  пределы  нашей  стра¬
ны.  В  пределах  СССР  располагается  лишь  окраинная  часть  на¬
горья,  входящая  в  состав  провинции  Закавказского  нагорья
(см.  рис.  8).  Кроме  уже  названных  трудов,  посвященных  геомор¬
фологическому  районированию  Кавказа,  вопросы  районирования
Закавказского  нагорья  освещены  в  работах  С.  П.  Бальяна,
Г.  К.  Габриеляна,  JI.  Н.  Загробяна  и  др.
 Провинция  Закавказского  нагорья
 Закавказское  нагорье  отвечает  одноименному  складчато-глыбо¬
вому  сооружению,  в  котором  прослеживается  несколько  хорошо
выраженных  в  рельефе  антиклинальных  и  синклинальных  струк¬
турных  зон.  Большую  роль  в  формировании  рельефа  провинции
сыграли  неоген-четвертичные  вулканические  процессы.  В  соответ¬
ствии  с  особенностями  строения  и  развития  морфоструктур  и  про¬
явлениями  вулканизма  провинцию  можно  разделить  на  две  под¬
провинции:  подпровинцию  передовых  хребтов  Малого  Кавказа
и  подпровинцию  Армянского  вулканического  нагорья.
 ПОДПРОВИНЦИЯ  ПЕРЕДОВЫХ  ХРЕБТОВ  МАЛОГО  КАВКАЗА
 Подпровинция  составляет  северную  окраину  Закавказского  на¬
горья.  Система  горных  хребтов  протягивается  здесь  дугой  от  Чер¬
ного  моря  до  долины  Аракса  (абсолютные  высоты  2000—2500  м).
Высшая  точка  —  гора  Гямыш  (3724  м).  Отвечает  системе  антикли-
норных  структур,  осложненных  широкими  и  пологими  складками.
Их  формирование  происходило  в  палеогене  и  неогене.  В  плиоцене
и  плейстоцене  наблюдались  сводовые  поднятия,  окончательно
сформировавшие  Малый  Кавказ.  Первичнотектонический  рельеф
подвергся  преобразованию  под  воздействием  разнообразных  экзо¬
генных  процессов  и  в  настоящее  время  может  быть  охарактеризо¬
ван  как  эрозионно-денудационный  с  разновысотными  реликтами
древних  поверхностей  выравнивания.  Разделяется  на  три  области.
 10  1400
 145

Область  Аджаро-Триалетского  горного  поднятия.  Это  горное
сооружение  возникло  на  месте  крупного  Аджаро-Триалетского
антиклинория,  в  строении  которого  принимают  участие  мощные
толщи  верхнего  мела,  палеогена  и  эоцена.  Горный  эрозионно-де¬
нудационный  рельеф  характеризуется  сглаженными  формами,  но
в  местах  выходов  стойких  вулканических  и  осадочных  пород  наблю¬
даются  узкие  и  глубокие  (до  1000  м)  ущелья  (Боржомское  и  др.)  г
горные  массивы  с  обрывистыми  скалистыми  склонами.  Разделяет¬
ся  на  две  подобласти:  Аджаро-Имеретинского  хребта  с  абсолют¬
ными  высотами  до  2850  м  и  Триалетского  хребта  с  абсолютными
высотами  до  2853  м.
 Область  Сомхето-Карабахского  среднегорного  поднятия.  Она
расположена  на  одноименном  антиклинории,  сложенном  породами
юры  и  мела.  Антиклинорий  состоит  из  ряда  кулисно  расположен¬
ных  частных  поднятий,  разделенных  прогибами.  В  соответствии
с  морфоструктурным  расчленением  область  делится  на  три  под¬
области:  Сомхето-Муравдагского  горного  поднятия  с  абсолютными
высотами  3724  м,  Карабахского  хребта  высотой  до  2758  м  (гора
Кырх-Кыз)  и  Урц-Зангезурского  горного  поднятия  высотой  до
3906  м.
 Область  Карадагско-Талышских  гор.  В  пределах  СССР  распо¬
ложена  только  подобласть  Талышских  гор  (абсолютные  высоты  до
2200  м).  Самая  высокая  вершина  —  Кемюркей  —  2477  м.  Она  от¬
вечает  Талышскому  брахиантиклинорию,  сложенному  мощными,
преимущественно  вулканогенными  породами  палеогена.  Северо-
восточная  окраина  гор  расчленена  поперечными  долинами  на  ряд
отрогов,  спускающихся  к  Ленкоранской  низменности.
 ПОДПРОВИНЦИЯ  АРМЯНСКОГО  ВУЛКАНО-ТЕКТОНИЧЕСКОГО  НАГОРЬЯ
 Подпровинция  Армянского  вулкано-тектонического  нагорья  яв¬
ляется  частью  обширного  нагорья  (1500—4090  м),  продолжающе¬
гося  за  пределами  СССР  —  в  Турции  и  Иране.
 Нагорье  имеет  складчатую  структуру  с  чередованием  антикли-
нориев  (Мисханский,  Даралагезский,  Ахалкалакский)  и  синкли-
нориев  (Севанский,  Ордубский,  Ереванский),  являющихся  частью
мегантиклинория  Малого  Кавказа.  Формирование  складок  закон¬
чилось  в  основном  в  миоцене,  но  еще  продолжалось  в  плиоцене.
Породы,  слагающие  складчатые  структуры,  выходят  главным  обра¬
зом  на  востоке  области.  Это  палеозойские  и  мезозойские  извест¬
няки,  песчаники,  кварциты,  доломиты,  мергеля.  В  остальной  части
области  очень  широко  распространены  вулканические  породы
(лавы  основного  и  кислого  состава,  пирокластические  толщи),,
которые  слагают  множество  молодых  (плиоценовых  и  четвертич¬
ных)  вулканов.  В  соответствии  с  вулкано-тектонической  основой
подпровинция  разделяется  на  три  области.
 Область  Джавахетского  лавового  нагорья.  Абсолютная  высота
нагорья  1800  м,  но  отдельные  вулканы  поднимаются  выше  3300  м.
Нагорье  —  часть  огромного  вулканического  щита,  продолжающе¬
гося  западнее  границы  СССР  на  территории  Турции.  Для  нагорья
 146

характерна  меридиональная  ориентировка  валообразных  вздутий
и  глубинных  разломов,  вдоль  которых  располагаются  цепочки
вулканов  и  эпицентры  землетрясений.
 Область  Армянского  нагорья.  Наиболее  мощные  вулканы  —
Арагац  (4090  м)  и  лежащий  за  пределами  СССР  вулкан  Большой
Арарат  (5165  м).  Эти  и  другие  вулканы  лежат  на  линии  Транскав¬
казского  поперечного  разлома  (перегиба),  продолжающегося  се¬
вернее,  через  Дзирульский  массив  и  Казбек.  Вулканические  аппа¬
раты  насажены  на  вулканические  плато,  среди  которых  возвыша¬
ются  горноскладчатые  поднятия  с  остатками  поверхностей  денуда¬
ционного  выравнивания.  Для  нагорья  характерны  многочисленные
впадины  тектонического  происхождения.Наиболее  крупная  среди
них  впадина  озера  Севан,  приуроченная  к  одноименному  синкли-
норию.
 Область  Среднеараксинской  аллювиально-пролювиальной  рав¬
нины.  Она  соответствует  одноименному  межгорному  прогибу  (гра-
бен-синклинорию).  В  его  строении  принимают  участие  четвертич¬
ные  и  верхнеплиоценовые  аллювиальные  и  пролювиальные  суг-
глинки,  лёссы,  галечники,  переслаивающиеся  с  лавами.  Глубже
залегают  миоценовые  и  олигоценовые  молассы,  лагунные  отложе¬
ния.  Абсолютные  высоты  —  700—1300  м.  Рельеф  преимуществен¬
но  равнинный,  осложненный  конусами  выноса  рек,  террасами,
эрозионными  размывами.
 СТРАНА  ИРАНСКОЕ  НАГОРЬЕ
 Туркмено-Хорасанская  провинция  гор,
межгорных  и  предгорных  равнин
 Туркмено-Хорасанская  провинция  представляет  собой  восточ¬
ное  по  отношению  к  Кавказу  и  Переднеазиатскому  нагорью  звено
Альпийско-Гималайского  горного  пояса.  В  ее  состав  входят  систе¬
мы  гор  Эльбурса,  Копетдага,  Хорасанских  гор,  Гилян-Мазендаран-
ская  и  Западнотуркменская  низменности,  Чано-Мешхедская  и  дру¬
гие  межгорные  впадины.  В  целом  она  образует  северное  обрамле¬
ние  одного  из  крупнейших  элементов  рельефа  Альпийско-Гима¬
лайского  горного  пояса  —  Иранского  нагорья.
 В  пределах  СССР  расположена  лишь  небольшая  часть
этой  провинции  —  Западнотуркмено-Копетдагская  подпровинция
(см.  рис.  5).
 Эта  территория  характеризуется  развитием  молодых  краевых
альпийских  горных  сооружений,  представленных  системой  Копет¬
дага  и  крупного  окраинного  (по  отношению  к  Копетдагу)  прогиба,
неоднократно  в  плиоцен-четвертичное  время  затоплявшегося  вода¬
ми  Каспийского  моря,—  Западнотуркменской  низменностью.  На  се-
веро-западной  окраине  подпровинции  выделяется  ряд  молодых
брахиантиклинальных  складок,  сформировавшихся,  в  основном,
уже  в  четвертичное  время.  Для  этой  окраины  характерно  также
развитие  современных  грязевых  вулканов.  Вся  Западнотуркмен¬
 147

ская  низменность  —  область  глубокого  погружения  складок  Ко-
петдага  (см.  также  «Каспийское  море»).  С  молодыми  и  погружен¬
ными  складчатыми  структурами  связаны  нефтегазовые  месторож¬
дения  области.
 Горы  Копетдага  сложены  в  основной  части  сильно  дислоциро¬
ванными  меловыми,  а  также  палеогеновыми  и  неогеновыми  поро¬
дами.  Наиболее  древние  породы  (нижнеюрские)  обнажаются
в  Большебалханском  массиве,  соответствующем  одноименному  ан-
тиклинорию.  Здесь  и  западнее,  в  Кубадаге  известны  небольшие,
главным  образом  кислые  интрузии.
 Геоморфология,  обилие  «живых»  дислокаций,  частые  и  силь¬
ные  землетрясения  свидетельствуют  о  большой  тектонической
активности  Копетдага.
 В  границах  СССР  расположены  (не  полностью)  две  области
подпровинции  —  Западнотуркменская  и  Копетдагская.
 Копетдагская  область.  Копетдаг  —  северная  горная  цепь  Турк¬
мено-Хорасанской  горной  системы.  На  территории  Туркменской
ССР  лежит  его  северная  часть,  ширина  которой  на  востоке  не
превышает  20—25  км,  в  средней  части  —  50  км,  а  на  западе  дости¬
гает  120  км.  Северо-западную  часть  описываемой  области  образу¬
ют  горы  Кубадаг,  Большой  и  Малый  Балхан.  Как  упоминалось,
Кубадаг  и  Большой  Балхан  —  крупный  мегантиклинорий,  а  Ма¬
лый  —  изолированное  антиклинальное  поднятие.
 Все  складчатые  структуры  Копетдагской  системы  осложнены
крупными  разломами.  В  частности,  в  плиоцене  образовались  мощ¬
ный  надвиг  между  Ашхабадом  и  Кызыл-Арватом,  а  также  разло¬
мы  и  складки  предгорий.  Копетдагская  область  четко  подразде¬
ляется  на  Копетдагскую  и  Кубадаг-Большебалханскую  под¬
области.
 Копетдагская  подобласть.  Орографически  в  пределах  Копетда¬
га  выделяются:  1)  зона  средневысотных  горных  хребтов,  состав¬
ляющих  более  «глубокую  часть  Копетдагского  пояса  складчато¬
сти»  (Федорович,  1957);  она  состоит  из  серии  антиклинальных
хребтов  и  синклинальных  долин  (из  последних  наиболее  значи¬
тельны  долины,  освоенные  реками  Сумбар  и  Чандыр);  2)  зона  пе¬
редовых  скалистых  хребтов;  западные  отроги  и  предгорья;  3)  уз¬
кая  зона  северных  складчатых  предгорий.  Всей  горной  системе
свойственно  яркое  развитие  аридных  денудационных  процессов
и  широкое  распространение  структурно-денудационных  форм.
 Для  долинной  сети  Копетдага  характерно  использование  водо¬
токами  разломов  и  синклинальных  понижений,  местами  резко  вы¬
ражены  антецедентные  долины  (Дегерменджик  и  др.).  Для  долин
характерны  комплекс  террас  (террасы  отмечены  на  высотах  100
и  даже  200  м)  и  выровненные  поверхности  (Никитич,  1932;  Нац-
кий,  1915;  Федорович,  1957).  В  пределах  подобласти  выделяются
четыре  геоморфологических  района  (табл.  20).
 Кубадаг-Болыиебалханская  подобласть  охватывает  Кубадаг
и  Большой  Балхан.  Кубадаг  —  резко  асимметричная  гряда,  сло¬
женная  меловыми  скалистыми  породами.  Она  ограждает  с  юга
 148

Красноводское  плато  и  резко  по  разлому  обрывается  на  юг.
С  разломом  связаны  кислые  интрузии,  в  результате  препарировки
которых  образовались  аридно-денудационные  низкогорные  масси¬
вы  Шах-Кадам  и  Уфра.
 Большой  Балхан  —  крупная  антиклинальная  складка  широтно¬
го  простирания  с  крутым  северным  и  пологим  южным  крыльями.
Северная  часть  Большого  Балхана,  сложенная  сланцами  лейаса,
орографически  представляет  пониженный  участок,  образовавший¬
ся  за  счет  размыва  легко  податливых  к  денудации  юрских  пород.
Характерны  резкие  овражные  формы,  местами  это  типичный  бед-
ленд.
 Седловина  между  Кубадагом  и  Большим  Балханом  заполнена
мощной  толщей  неогеновых  конгломератов,  слагающих  крутой
уступ  Кюранын-Кюре,  с  рельефом  бедленда.  Местами  прослежи¬
ваются  древние  береговые  линии  апшеронского  моря.
 Малый  Балхан  —  небольшой-низкогорный  (до  800  м)  хребет
асимметричного  строения  (пологий  южный  и  крутой  северный
склоны),  соответствующий  асимметрично  построенной  антиклина¬
ли.  В  подобласти  выделены  три  геоморфологических  района.
 Западно.туркменская  область.  Она  включает  предгорный  про-
лювиальный  шлейф  западного  Копетдага,  прибрежную  низмен¬
ность,  полуострова  Челекен  и  Дарджа,  а  также  отмершие  дельты
р.  Атрек.  Это  область  глубокого  погружения  структур  Копет¬
дага.
 Вдоль  берега  моря  протягивается  аккумулятивная  равнина,
сложенная  песками  и  засоленными  алевритами  новокаспийского
и  верхнехвалынского  возраста.  В  пределах  области  широко  рас¬
пространены  береговые  бары  и  ассоциирующиеся  с  ними  отмер¬
шие  лагуны,  преобразованные  в  солончаки.  Есть  также  крупные
грязевые  вулканы.
 Северная,  меньшая  часть  полуострова  Дарджа  занята  обшир¬
ным  солончаком  —  Балханским  сором,  бывшим  ответвлением
Красноводского  залива,  высохшим  в  связи  с  падением  уровня
Каспийского  моря  в  1929—1941  гг.  Южная,  большая  часть  полу¬
острова  занята  массивом  барханных  (перевеянных  хвалынских)
песков.
 Полуостров  Челекен  —  исключительно  своеобразный  в  геомор¬
фологическом  отношении  район.  Основу  полуострова  образует
поднятие  Чокрак,  соответствующее  Челекенской  брахиантиклина-
ли,  в  строении  которой  участвуют  не  только  плиоценовые,  но  и  дис¬
лоцированные  бакинские  и  хазарские  отложения.  На  склонах
Чокрака  выделяется  несколько  абразионных  поверхностей  хвалын-
ского  возраста.  Челекенская  брахиантиклиналь  осложнена  густой
сетью  разломов,  с  которыми  связаны  нефтепроявлеиия,  минераль¬
ные  источники,  проявления  грязевого  вулканизма.  Значительные
пространства  заняты  солончаками  и  эоловыми  песками  различных
типов.  К  востоку  от  Челекена  расположен  обширный  солончак
Келькор  —  крупная  котловина  выдувания,  еще  в  первой  полови¬
не  прошлого  столетия  бывшая  заливом  Каспия.  Характерная  осо-
 149

Таблица  20.  Области  и  районы  Западнотуркмено-Копетдагской
подпровинции.—/  (/)
 Область
 Подобласть
 Район
 Преобладающие
типы  рельефа
 Абсолютные
высоты,  м
 1
 2
 3
 4
 5
 Копетдаг-
ская—1(1).  1
 Копетдаг-
 ская.—
 (1)
 Среднегорный
Западнокопет-
дагский  —
1(/)Л(1).1
 Антиклинальные
хребты  и  синкли¬
нальные  долины
широтного  прости¬
рания.  Куэсты,  гли¬
нистый  карст.  По¬
верхности  выравни¬
вания
 500—1500
 Передовых  це¬
пей  .!(!).!  (1).2
 Резко  выражен¬
ные  скалистые
гребни,  антецедент¬
ные  долины
 1000—2900
 Западнокопет-
дагский  пред¬
горный.—
 /.(/).!  (1).3
 Бедленды,  адыры,
глинистый  карст
 200—1000
 Северокопет-
 дагский.—
 1(1)  Л  (1)А
 Увалисто-холмис¬
тый  и  грядовый,  с
резко  выраженны¬
ми  формами  арид¬
но-денудационного
рельефа
 200—1000
 Кубадаг-
Болыиебал-
ханская.—
!(!)■>  (2)
 Кубадагско-
Белекский.—
I(I).l  (2).1
 Уступы,  обращен¬
ные  к  югу  и  резко
расчлененные  эро¬
зией,  с  отдельными
отпрепарированны¬
ми  интрузивными
массивами
 300—700
 Большебалхан-
ский.—1(1)Л  (2).2
 Небольшой  гор¬
ный  хребет  массив¬
ных  очертаний,  ин¬
тенсивно  расчле¬
ненный  на  склонах
эрозионными  фор¬
мами
 300—1800
 Малобалхан-
 ский.—
 !(!).!  (2).3
 Небольшой  низ¬
когорный  хребет,
формы  препариров-
ки,  глинистый  карст
 200—800
 150

Продолжение  табл.  20
 1
 2
 3
 4
 5
 Западно-
 туркмен¬
 ская.—
 1(1).2
 Прибрежный
(Окаремский).—
1  (1).2.1
 Береговые  акку¬
мулятивные  формы,
лагуны,  солончаки,
грязевые  вулканы
 От  -28.
до  0
 Дарджинский.
-1(1).2.2
 Эоловые  грядо¬
вые  пески
 От  -26
до  —92
 Челекенский.—
1(1).2.3
 Молодые  террасы,
эоловые  пески,  со¬
лончаки,  грязевые
вулканы
 От  -28
 до  —92
 Келькорский.—
1(1).2.4
 Солончаки,  деф¬
ляционные  формы,
брахиантиклиналь¬
ные  низкие  горы
 От  -26
до  —133
 Атрекский.—
1(1).  2.5
 Молодая  дельта
Атрека.  Бэровские
бугры
 От  -28
до  —12
 Мессерианский.
-1(1).2.6
 Древняя  дельта
Атрека
 От  -12
до  60
 Мешедский.—
1(1).2.7
 Грядовые  пески.
Перевеянная  древ¬
няя  дельтовая  рав¬
нина
 50-100
 Прикаспий¬
ские  Каракумы.
-1(1).2.8
 Эоловые  грядо¬
вые  и  барханно¬
грядовые  пески,
такыры
 0-80
 Прикопетдаг-
ский  —1(1).2.9
 Пролювиальная
равнина,  такыры,
сухие  русла
 50-200
 бенность  этого  района  —  несколько  низких  гор,  связанных  с  бра-
хиантиклинальными  структурами  и  грязевым  вулканизмом.
 С  юга  и  юго-востока  от  приморской  низменности  расположены
дельты  Атрека  —  древняя  (хвалынская)  и  молодая  (новокаспий¬
ская).  Поверхность  дельт  характеризуется  выровненностью  и  од¬
нообразием.
 \Ы

Крупный  массив  эоловых  песков  образует  прикаспийские  Кы¬
зылкумы—  грядовые  и  барханно-грядовые  пески,  сформированные
на  месте  хвалынских  береговых  аккумулятивных  форм  и  унасле¬
довавшие  от  них  ориентировку  (Никифоров,  1959).  Между  При¬
каспийскими  Кызылкумами  и  предгорьями  Копетдага  располага¬
ется  «Большой  Такыр»  —  широкая  полоса  предгорной  пролюви-
альной  равнины.  В  области  выделяются  девять  районов  (табл.  20).
 ПАМИР-ГИНДУКУШСКАЯ  СТРАНА
 Памир-Гиндукушская  страна  —  самая  восточная  часть  (в  пре¬
делах  СССР)  зоны  Альпийско-Гималайского  горного  пояса.  На
территории  Советского  Союза  находятся  части  двух  провинции
страны:  Гиндукушской  и  Памиро-Таджикской  (см.  рис.  6).
 Гиндукушская  провинция
 Провинция  лежит  в  пределах  СССР  лишь  своей  северо-запад¬
ной  оконечностью  —  Бадхызским  районом,  относящимся  (к  Северо-
гиндукушской  геоморфологической  области.
 Бадхыз  —  низкогорье,  местами  равнина  с  денудационно-акку¬
мулятивным  рельефом  и  абсолютными  высотами  более  500  м  (рав¬
нина,  прилегающая  (к  северу,  с  отметками  менее  500  м  относится
уже  к  равнинам  Туранской  низменности).
 Памиро-Таджикская  провинция
 Южная  часть  гор  Средней  Азии,  расположенная  к  югу  от
Алайской  долины,  отличается  от  остальных  горных  систем  Сред¬
ней  Азии  поздним  завершением  геосинклинального  развития,
мезокайноз.ойским  возрастом  основных  геологических  структур.
В  состав  провинции  входит  крупное  поднятие  Памира,  централь¬
ная  часть  которого  поднялась  за  неоген-четвертичное  время  на
6—7  км.  Эта  морфоструктура  отделяется  от  Алайской  горной  сис¬
темы  глубинным  разломом,  идущим  вдоль  южного  склона  Гиссар-
ского  хребта  и  долин  Сурхоба  и  Кызылсу.
 Геоморфологическая  область  Таджикского  нагорья,  примыкаю¬
щая  к  Памиру  с  запада,  сложное  образование  в  морфоструктур¬
ном  отношении.  Еще  в  начале  кайнозоя  это  была  впадина,  выпол¬
ненная  морскими  отложениями.
 Для  Памира  и  Таджикского  нагорья  характерно  соответствие
рельефа  альпийским  структурам.  В  течение  альпийского  этапа
имела  место  некоторая  перестройка  структурного  плана.  Так,  пе¬
редовые  хребты  Северного  Памира  сформировались  в  позднеаль¬
пийское  время  на  месте  краевого  прогиба.  О.  К.  Чедия  выделяет
также  на  Памире  развившиеся  в  позднеальпийское  время  попе¬
речные  поднятия,  наложенные  на  более  ранние  продольные  хребты.
 Наиболее  характерные  общие  черты  Памиро-Таджикской
провинции,  отличающие  ее  от  горных  провинций,  лежащих  север-
 152

нее  (помимо  геологического  возраста,  о  чем  говорилось  выше),
следующие: 	1)  преимущественно  прямое  соответствие  рельефа
 структурам;  2)  относительно  небольшая  роль  выровненных  дену¬
дационных  поверхностей;  3)  отсутствие  замкнутых  внутригорных
впадин  тяньшанского  типа.
 В  рельефе  провинции  хорошо  выражены  и  различия  в  строении
рельефа,  обусловленные  новейшим  структурным  планом  и  ампли¬
тудой  новейших  движений.  Это  позволяет  выделить  в  ней  три  гео¬
морфологические  области.
 Памирская  область.  Она  включает  две  подобласти:  а)  Запад¬
ный  Памир  и  б)  Восточный  Памир.
 Памирская  высокогорная  область,  объединяющая  высочайшие
хребты  СССР,  расположена  в  восточной  части  провинции.  Грани¬
цы  ее  на  большей  части  (на  юге,  востоке,  западе)  совпадают
с  государственной  границей  СССР  и  с  границей  провинции  (на
севере);  на  северо-западе  к  ней  относятся  высокогорные  хребты
Дарвазский  и  Петра  Первого.
 В  орографическом  плане  области  преобладают  субширотные
хребты  в  северной  и  западной  частях,  где  сосредоточены  наиболь¬
шие  высоты,  и  относительно  выровненные  пространства  восточной.
Основные  речные  долины  расположены  параллельно  хребтам.  Скло¬
ны  хребтов  дренированы  короткими  крутопадающими  притоками,
создающими  перистый  рисунок  речной  сети.  На  плоскогорье  Вос¬
точного  Памира  перистый  рисунок  речной  сети  не  выражен.  Реки
здесь  имеют  широкие  плоскодонные  долины  и  используют  обшир¬
ные  неглубокие  впадины.  Частично  впадины  заняты  озерами.
 Несмотря  на  большие  абсолютные  высоты,  послужившие  при¬
чиной  исключительно  глубокого  расчленения  его  западной  части,
на  Памире  наблюдаются  фрагменты  донеогеновых  поверхностей
выравнивания.  На  Восточном  Памире  некоторые  авторы  насчиты¬
вают  несколько  уровней  поверхностей  выравнивания.  Так,
В.  В.  Лоскутов  выделяет  миоценовый,  плиоценовый  и  плиоцен-чет-
вертичный  уровни.  На  Западном  Памире  небольшие  фрагменты
поверхности  выравнивания  фиксируются  на  высотах  4500—4600  м,
в  хребте  Академии  Наук  —  5500—6000,  в  Дарвазском  хребте  —
4500—4600  м.  Возраст  ее,  по  О.  К.  Чедия,  олигоцен-миоценовый.
 На  наиболее  высоких  хребтах  развито  современное  оледенение.
В  соответствии  с  распределением  осадков  масштабы  оледенения
наибольшие  на  севере  и  западе  Памира  и  наименьшие  на  вос¬
токе.
 Самый  значительный  центр  оледенения  (500  км2)  приурочен
к  центральной  части  Памира  —  хребту  Академии  наук,  с  которого
спускается  ледник  Федченко.  Древние  оледенения  превышали  по
площади  современное  в  4—6  раз  .Количество  оледенений  и  возраст
их  однозначно  не  установлены.  Минимальные  высоты,  на  которых
наблюдаются  следы  древнего  оледенения  (троги,  кары,  висячие
долины),  3—4  тыс.  м.
 За  пределами  распространения  древнего  оледенения  преоблада¬
ет  эрозионный  горный  рельеф,  развитию  которого  способствовали
 153

большие  уклоны  водотоков.  Из-за  интенсивного  врезания  рек
и  активных  склоновых  процессов  на  склонах  долин  почти  нет  тер¬
рас.  Особенно  узки  и  глубоки  долины  рек  Западного  Памира.  На
крутых  склонах  долин  характерен  осыпной  снос.  На  участках
наиболее  глубокого  вреза  часты  обвалы  (чему  способствует  высо¬
кая  сейсмичность).  Обвалы  нередко  запруживают  реки,  образуют
озера,  иногда  очень  крупные,  такие,  как  Сарезское,  Яшиль-Куль
и  др.  Значительную  роль  играет  лавинный  снос.  Эрозионная  дея¬
тельность  потоков  особенно  усиливается  во  время  катастрофиче¬
ских  паводков,  принимающих  характер  селей.  Возникновению  се¬
лей  способствуют  ливневые  осадки  и  интенсивное  физическое
выветривание,  подготавливающее  горные  породы  к  сносу.  В  преде¬
лах  высокоподнятого  засушливого  плоскогорья  Восточного  Пами¬
ра,  где  распространена  вечная  мерзлота,  к  перечисленному  комп¬
лексу  экзогенных  процессов  добавляются  солифлюкция  и  мерз¬
лотные  процессы.
 В  целом  для  области  характерно  резкое  преобладание  денуда¬
ционных  процессов.  Аккумуляция  ограничена  в  своем  распростра¬
нении  впадинами  Восточного  Памира.  Подобласть  высокогорного
Западного  Памира  состоит  из  девяти  геоморфологических  райо¬
нов,  а  подобласть  плоскогорья  Восточного  Памира  —  четырех
(табл.  21).
 Область  Таджикское  нагорье.  Низкогорья  и  среднегорья  Юж¬
ного  Таджикистана  соответствуют  в  структурном  отношении  се¬
верной  части  тектонической  впадины  (по  оси  ее  протекает  р.  Аму¬
дарья),  в  которой  морской  режим  сохранялся  вплоть  до  миоцена.
Они  сложены  мощной  толщей  кайнозойских  отложений  —  извест¬
няков,  песчаников,  глинистых  сланцев  и  алевролитов.
 Основу  орографического  плана  области  определяет  чередова¬
ние  хребтов,  веерообразно  расходящихся  и  понижающихся  к  юго-
западу,  и  довольно  широких  плоскодонных  понижений,  дренируе¬
мых  притоками  Амударьи.  Высоты  на  большей  части  области  не
превышают  2—2,5  тыс.  м.  Характерно  прямое  соответствие  релье¬
фа  структуре:  хребты  отвечают  антиклинальным  складкам  (с  ме¬
зозойскими  породами  в  ядре)  с  системой  моноклинальных  гряд  на
периферии.  Разделяющие  их  понижения  обладают  плоским  дни¬
щем,  сложенным  аллювиально-пролювиальными  отложениями.
Отметки  днищ  понижений  300—400  м  (ближе  к  тальвегу  долины
Амударьи  до  200  м).  В  краевых  частях  наблюдаются  адыры  или
невысокие  структурно-денудационные  плато  высотой  до  600  м.  На
юге  депрессии  отмечаются  проявления  соляной  тектоники.  Судя
по  деформации  террас,  рост  соляных  куполов  продолжается.
 В  течение  всего  плейстоцена  рельеф  формировался  под  воздей¬
ствием  эрозионного  расчленения  хребтов  (в  условиях  продолжаю¬
щихся  поднятий)  и  аккумуляции  во  впадинах.
 Транзитные  реки—  Вахш,  Сурхандарья  и  др.,  берущие  начало
в  высокогорье,  главным  образом  транспортируют  обломочный
материал.  В  небольших  долинах,  расчленяющих  низкогорье,  сток
возникает  после  ливней  и  тогда  они  выносят  на  равнину  и  откла-
 154

Таблица  21.  Области  и  районы  Памиро-Таджикской
геоморфологической  провинции.—/
 Преобладаю¬
щие  высоты,
м
 0>
 Область
 Подоб¬
 ласть
 Район
 Преобладающие  типы
рельефа
 н
 2
 ч
 Is
 ей  X
 1
 к  3
о  X
О  J3
 Н  си
О  н
 1  S
 ла
 о  2
 «о
 я  У
X  »
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 7
 Па¬
мир¬
ская.—
1.1
 За¬
пад¬
ный
Па¬
мир.—
1.1(1)
 Петровский.—
i.i(i).i
 Высокогорный
 эрозионный
 4000
 2000
 6785
 Заалайский.—>
i-i  (i)2
 Эрозионный
и  ледниковый
высокоторный
 5000
 2000
 7134
 Алайский.—
1Л(1).3
 Аккумулятивный
и  денудационный
равнинный
 3000
 300
 3200
 Дарвазский.—
11(1)4
 Эрозионный
и  ледниковый
высоко-горный
 4500
 2000
 6083
 Руша  некий.—
1.1  (1).5
 Эрозионный
и  ледниковый
 ВЫСОК  О'ГОрНЫЙ
 4500
 2500
 6132
 Североаличур-
ский.—-
1.1(1).6
 Эрозионный
и  ледниковый
высокогорный
 5000
 3000
 6233
 В  а  ханский.—
11  (1)7
 Эрозионный
и  ледниковый
высокогорный
 5500
 2500
 6096
 Центральный.
—1.1(1).8
 Ледниковый
 высокогорный
 6000
 3000
 7495
 Южноаличур-
ский.—1.1(1).9
 Эрозионный
и  ледниковый
 ВЫСОК  О'ГОрНЫЙ
 5000
 1500
 6725
 Вос¬
точный
Па¬
мир.—
1-1(2).1
 Каракуль¬
ский.—1.1  (2).  1
 Эрозионный
и  аккумулятивный
 5500
 1000
 5909
 Восточно-
памирский.—
1.1(2).2
 Высокогорный
и  древние  поверх¬
ности  в  ьгр  а  вн  ив  а  -
ния
 5000
 1000
 5536
 155

Продолжение  табл.  21
 1
 2
 3
 4
 5
 б
 7
 Мургабский.—
IJ(2)3
 Высокогорный
и  древние  поверх¬
ности  выравнива¬
ния
 5500
 1000
 5794
 Сарыколь-
ский.—1.1  (2)  .4
 Ледниковый
 высокогорный
 5000
 2000
 5747
 Тад¬
 жик¬
 ское
 нагорье
 Сурхандарьин-
ский.—1.2.1
 Наклонная
 равнина
 600
 100
 —1.2
 Ку  рг'ан-Тю¬
бик  ский.—
1.2.2
 Частично
 низкогорный
 600
 100
 Пяндж-Вахш-
ский.—1.2.3
 Плато  и  аккуму¬
лятивная  пред¬
горная  равнина
 1000
 200
 1636
 Терекли-Кара-
тауский.—1.2.4
 Эрозионный
среднегорный
и  низкогорный
 1700
 600
 2302
 Нурекский.—
1.2.5
 Эрозионный
 среднегорный
 2500
 700
 3140
 Актауокий.—
1.2.6
 Эрозионный
 среднегорный
 1500
 600
 2227
 Хазре-Ишан-
ский.—1.2.7
 Эрозионный
 среднегорный.
 3500
 1000
 4088
 'Кулябский.—
1.2.8
 Аккумулятивная
 равнина
 1200
 100
 Бабатаг-
ский.—1.2.9
 Эрозионный
низкогорный
и  среднегорный
 1600
 600
 2286
 дыватот  в  виде  «конусов  выноса  огромные  массивы  обломочного
материала.  Некоторое  значение  имеет  также  эоловая  аккумуля¬
ция—  лёссообразование.  Лёссами  обычно  сложены  низкие  адыры,
отличающиеся  мягкими  очертаниями.
 В  пределах  области  выделяется  девять  геоморфологических
районов  (табл.  21).
 156

ГЛАВА  5.  ЗОНА  ТЯНЫНАНСКО-ЗАБАЙКАЛ  ЬСКОГО  ПОЯСА
ВОЗРОЖДЕННЫХ  ГОР
 Тяньшанско-Забайкальский  горный  пояс  —  внутриконтинентальная
морфоструктура,  пересекающая  материк  Евразии  от  Альпийско-
Гималайского  горного  пояса  (Памира)  до  Тихоокеанского  горного
пояса  (Становая  горная  система).  В  состав  Тяньшаноко-Забай-
кальского  горного  пояса  входят  горные  системы: 	Алайская,
 Тянь-Шаня,  Джунгарского  Алатау,  Саура  и  Тарбагатая,  Алтая,
Кузнецкого  Алатау,  Салаира,  Западного  и  Восточного  Саяна,  гор¬
ной  системы  Центральной  Тувы,  Танну-Ола,  Сангилена,  Прибай¬
калья  и  Забайкалья.  Между  горными  системами  пояса  располо¬
жены  пониженные  территории  (межгориые  депрессии)  с  равнин¬
ным  рельефом.  Для  них  характерны  интенсивные  и  дифференциро¬
ванные  неоген-четвертичные  тектонические  движения.  В  условиях
опускания  аккумуляция  нивелирует  неровности  рельефа,  созда¬
ваемые  тектоникой.
 Высоты  гор  (7,5—3  тыс.  м)  в  Тяньшанско-Забайкальском  гор¬
ном  поясе  несколько  меньше,  чем  в  Альпийско-Гималайском:  Тянь-
Шань—до  7439  м,  Алтай  —  4500  м,  Саяны  —  3000—3500  м,  При¬
байкалье  и  Забайкалье  —  2500—3000  м.  Основной  показатель  ин¬
тенсивности  тектонической  жизни  любой  горной  системы  —  амп¬
литуда  неоген-четвертичных  движений.  В  горах  Тянь-Шаня  она
достигает  16  000  м  (Алайский  хребет  —  6000  м,  мощность  осадков
в  Ферганской  депрессии  —10  000  м),  в  Прибайкалье  —  около
10  000  м.  Очень  велика  сейсмичность,  отмечаются  землетрясения
в  11  баллов  (Монгольское,  Алмаатинское,  Байкальское).  Тепловой
поток  местами  близок  -к  максимальным  значениям.  Следователь¬
но,  тектоническая  активность  в  неогене  и  четвертичном  периоде
в  этой  зоне  была  почти  такой  же,  как  в  Альпийско-Гималайском
горном  поясе,  поясе  островных  дуг.
 По  особенностям  соотношений  горных  систем  и  межгорных
депрессий,  по  степени  дифференцированное™  высот  хребтов
и  вн.утригорных  впадин  и  величине  денудационного  среза  пояс
разделяется  на  две  страны  —  возрожденные  горы  Средней  Азии
и  горы  Южной  Сибири  (см.  рис.  2).
 СТРАНА  ВОЗРОЖДЕННЫХ  ГОР  СРЕДНЕЙ  АЗИИ
 Отличительная  черта  возрожденных  гор  Средней  Азии  —  боль¬
шая  высота,  широкое  распространение  высокогорного  рельефа.
К  ним  приурочены  высочайшие  вершины  СССР.  Границы  страны
на  всем  протяжении  выражены  довольно  четко  и  в  основном  соот¬
ветствуют  тектоническим  линиям.  На  востоке  на  границе  с  горами
Южной  Сибири  лежит  Зайсанская  котловина.  На  юге  и  юго-восто¬
ке  страна  ограничена  государственной  границей  СССР.  От  Аль¬
пийско-Гималайского  горного  пояса  она  отделена  мощным  разло¬
мом.
 157

Облик  рельефа  определяется  линейно  вытянутыми  горными
хребтами,  часто  сложно  ветвящимися.  Хребты  разделены  долина¬
ми  эрозионно-тектонического  происхождения.  Местами  долины
расширяются  и  приобретают  характер  внутригорных  впадин
с  плоским  днищем.  Подчиненное  значение  имеют  приподнятые
уплощенные  поверхности  типа  сыртов  в  Центральном  Тянь-Шане.
 Структурный  план  Северного  Тянь-Шаня  и  Тарбагатая  унасле¬
дован  от  эпохи  каледонской  складчатости  (в  это  время  заверши¬
лось  геосинклинальное  развитие  страны).  Окладкообразователь-
ные  движения  и  магматизм  проявлялись  и  в  более  поздние  эпохи.
Для  расположенной  южнее  части  Тянь-Шаня  и  Алая  основной
эпохой  складчатости  была  герцинская,  однако  и  в  мезозое  здесь
продолжались  тектонические  движения,  еще  больше  усложнившие
структуру.  В  доальпийское  время  на  территории  Тянь-Шаня  неод¬
нократно  возникал  и  почти  полностью  уничтожался  горный  дену¬
дационный  рельеф,  сменялся  денудационной  почти-равниной.
Фрагменты  ее,  поднятые  на  большую  высоту  и  деформированные
новейшими  тектоническими  движениями,  наблюдаются  на  многих
горных  хребтах.
 Тектонические  движения  в  стране  продолжаются,  на  что  ука¬
зывает  высокая  сейсмичность  территории  и  деформации  четверо
тичных  аккумулятивных  поверхностей.  Особенности  экзогенных
процессов  определены  высокой  континентальностью  климата
и  большими  контрастами  высот.  Малое  количество  осадков  огра¬
ничивает  эрозионную  деятельность  рек,  склоновые  -и  карстовые
процессы.  Существенную  роль  играет  деятельность  ветра,  с  кото¬
рой  связана  эоловая  аккумуляция.
 На  территории  страны  возрожденных  гор  Средней  Азии  можно
выделить  три  провинции  (см.  рис.  6):  Джунгаро-Зайсанскую,
Тяньшанскую  и  Алайскую.
 Джунгаро-Зайсанская  провинция
 Джунгаро-Зайсанская  провинция  —  место  проявления  кале¬
донского  и  герцинского  горообразования.  Возникшие  горные
сооружения  подверглись  континентальному  выравниванию.  В  нео-
ген-четвертичное  время  последовало  новое  поднятие.  В  результа¬
те  сформировались  крупные  морфоструктурные  единицы  —  сводо¬
во-глыбовые  горные  системы,  разделенные  депрессиями.  Вершин¬
ные  поверхности  хребтов  часто  представляют  участки  древнего
выровненного  рельефа,  соответствующего  по  возрасту  пенеплену
Центрального  Казахстана.  Провинция  включает  четыре  геомор¬
фологические  области:  две  горные  системы  и  две  межгорные
депрессии.  Рельеф  их  существенно  отличен.  Для  днищ  депрессий
характерны  плоские  озерные  равнины,  для  периферии  —  наклон¬
ные  подгорные  равнины.  Горные  системы  обладают  структурно¬
денудационным  рельефом.
 Область  Зайсанская  депрессия.  Центральная  часть  депрес¬
сии—  область  современной  озерной  аккумуляции,  ближе  к  горам
 158

выделяются  озерные  террасы,  а  у  подножья  гор  —  системы  слив¬
шихся  конусов  выноса.
 На  северном  побережье,  вплоть  до  подножий  Алтая,  прости¬
рается  аккумулятивно-денудационная  равнина  с  разбросанными
по  ней  грядами,  сопками  и  солончаковыми  котловинами.  К  югу
и  западу  от  озера  равнина  плоская,  слабо  наклонная.  На  востоке
на  равнине  преобладает  эоловый  рельеф.  Пески  частично  переве-
ваются.  Большие  площади  заняты  солончаками.  В  области  выде¬
лены  четыре  района.
 Тарбагатайская  область.  Горная  область  Тарбагатай  в  струк¬
турном  отношении  отвечает  геоантиклинали,  разделявшей  в  эпо¬
ху  герцинской  складчатости  Зайсанскую  и  Джунгаро-Балхашскую
синклинальные  структуры.  В  целом  в  рельефе  области  довольно
хорошо  прослеживаются  древние  складчатые  структуры.
 Основная  орографическая  единица  области  —  хребет  Тарбага¬
тай—  достигает  2990  м  высоты.  Собственно  высокогорный  рельеф
с  резкими  очертаниями  гребней  распространен  незначительно.
В  рельефе  даже  наиболее  приподнятых  участков  хорошо  выра¬
жены  уплощенные  вершинные  поверхности  —  свидетели  выравни¬
вания  в  прошлом.  Достоверных  указаний  на  принадлежность
этих  поверхностей  к  различным  эпохам  рельефообразования  нет.
Нахождение  их  на  различных  отметках  обычно  обусловлено  тек¬
тоническими,  в  основном  дизъюнктивными,  деформациями.  В  пре¬
делах  средне-  и  низкогорья  Тарбагатая  отмечается  ступенчатость,
созданная  перемещениями  по  линиям  молодых  разломов
(3.  А.  Сваричевская).  Наиболее  распространен  в  пределах  обла¬
сти  среднегорный  и  низкогорный  эрозионный  рельеф  относитель¬
но  мягких  очертаний.  Современное  оледенение  отсутствует.  Древ¬
ний  ледниковый  рельеф  распространен  незначительно.  Внутри-
горные  впадины  выражены  слабо.  В  неогене  и  четвертичном  пе¬
риоде  они  испытывали  лишь  относительное  опускание,  и  масшта¬
бы  аккумуляции  рыхлого  материала  в  них  были  незначитель¬
ными.
 Основные  процессы  рельефообразования  —  деятельность  рек,
обычно  имеющих  глубоковрезанные  долины.  На  склонах  долин
происходит  интенсивное  гравитационное  смещение  материала.
Некоторую  роль  в  рельефообразовании  играют  морозное  вывет¬
ривание  и  солифлюкция,  проявляющиеся  в  верхнем  ярусе  гор
(выше  2000  м).  Различия  в  абсолютных  отметках  и  степени  рас¬
членения  позволяют  разделить  область  на  шесть  геоморфологи-
ских  районов.
 Алакольская  область.  К  ней  относится  аккумулятивная  равни¬
на,  лежащая  между  горами  Тарбагатая  и  Джунгарского  Алатау.
Кристаллический  фундамент  ее  постепенно  погружается  к  восто¬
ку,  а  на  западе,  ближе  к  озеру  Балхаш,  он  залегает  неглубоко.
Погружение  отмечается  и  на  юго-западе  области  вблизи  Главно¬
го  Джунгарского  разлома.  За  неоген-четвертичное  время  здесь
накопилось  более  1000  м  рыхлых  отложений.  Во  влажные  (плю¬
виальные)  эпохи  четвертичного  периода  и  в  неогене  через  эту
 159

депрессию  осуществлялся  сток  из  Центральной  Азии  в  пределы
Восточного  Казахстана  (через  антецедентную  долину  «Джунгар¬
ские  ворота»).
 Часть  депрессии  занята  днищами  озер  Алаколь  и  Сасыкколь,
часть  —  обсохшим  дном  древнего  озера,  а  часть  —  наклонной  рав¬
ниной,  сложенной  выносами  из  Тарбагатая.  Соответственно  этому
в  области  выделяются  три  геоморфологических  района.
 Область  Джунгарский  Алатау.  Она  включает  предгорья  и  горы
Джунгарского  Алатау  (4300—4400  м).  На  севере  граница  обла¬
сти  с  Алакольской  впадиной  совпадает  с  линией  Главного  Джун¬
гарского  разлома;  на  юге  она  проводится  по  границе  с  Илийской
депрессией.  В  рельефе,  особенно  в  горной  части,  хорошо  просле¬
живаются  складчатые  структуры,  а  также  линии  тектонических
нарушений.  Амплитуда  новейших  движений  (поднятий  Джунгар¬
ского  Алатау  и  опусканий  смежных  депрессий)  достигает  8  тыс.  м.
Поднятие  гор  осложнялось  относительным  опусканием  по  разло¬
мам  внутригорных  впадин  с  отметками  днищ  от  200  до  700  м.
 Джунгарский  Алатау  достигает  значительных  высот  в  осевой
части,  отличающейся  альпийским  рельефом,  обнаженностью  скло¬
нов  и  вершин.  За  исключением  осевой  части,  даже  на  больших
высотах  отмечаются  выровненные  уплощенные  поверхности  хреб¬
тов,  частично  деформированные  —  изогнутые  или  разбитые  раз¬
ломами.  Эти  поверхности  имеют  холмистый  или  мелкосопочный
рельеф.  Возраст  поверхностей  выравнивания  в  основном  миоце¬
новый.
 Передовые  хребты^  обладают  среднегорным  рельефом,  отли¬
чаются  глубоким  расчленением  и  крутыми  склонами.  Местами
там,  где  граница  гор  не  обусловлена  смещением  большой  ампли¬
туды  по  разломам,  наблюдаются  плосковершинные  гряды.  Под¬
ножья  гор  окаймлены  полосой  конусов  выноса.
 Поверхности  денудационных  плато  срезают  структуры  склад¬
чатого  фундамента  и  представляют  собой  древнюю  поверхность
выравнивания  (табл.  22).
 Тяныианская  провинция
 В  состав  провинции  входит  Тяньшанская  горная  система  и  ге¬
нетически  с  нею  связанная  Чу-Илийская  подгорная  равнина,  соот¬
ветствующая  глубокому  подгорному  прогибу.  Тянь-Шань  —  одно
из  самых  высоких  и  массивных  горных  сооружений  Советского
Союза  с  рельефом,  разнообразным  по  генезису,,  строению  и  воз¬
расту.
 Тянь-Шань  принято  делить  на  Северный,  Центральный
и  Западный.  Каждая  из  них  выделяется  как  область.  Четвертая
область  Тянынанской  провинции  —  Чу-Илийская  равнина.
 Область  Северный  Тянь-Шань.  Геоморфологическая  область
Северного  Тянь-Шаня  имеет  четкие  границы.  На  севере  граница
проходит  по  подошве  гор,  на  западе  —  по  долине  Таласа,  на  вос¬
токе—  по  государственной  границе  СССР,  на  юге  граница  по
 160

Г  а  б  л  и  ц  а  22.  Области  и  районы  Джунгаро-Зайсанской
[ровинции.—/.
 Область
 Район
 Преобладающие  типы
рельефа
 Преобла,
 н
 2
 •=;
 8  2
АО  Л
со  X
 дающие  выс
 I  О)
 я  s
 О  X
 о  л
к  ч
 SS
 оты,  м
 О)
 ■  2
 я  К
о  л
«  ч
 со  СО
2  2
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Зайсан-
ская  де¬
прессия.—
1.1
 Зайсанский.—
1.1.1
 Современная
озерная  'равнина
 400—450
 30
 450
 Курчумский.—
1.1.2
 Холмистая  рав¬
нина  с  солончако¬
выми  впадинами
 400—500
 50
 573
 Карабугин-
ский  —1.1.3
 Плоская  озерная
равнина
 400—500
 о  о
 21
 CS  оо
 550
 480
 Буранский.—
1.1.4
 Эоловочюлонча-
ковая  равнина
 400—50
 Тарбага-
тайская.—
1.2
 Аксу  а  т-
Акжарский.—
1.2.1
 Аллювиально-
пролювиальная
предгорная  равни¬
на
 600—800
 30-50
 874
 Северотар-
багатайский.—
1.2.2
 Эрозионно-низко-
гор’ный  и  плато
 1000—
1400
 300-500
 2053
 С  аур  сии  й.—
1.2.3
 Эрозионно-дену¬
дационный  средне¬
горный  и  плато
 2000—
 2500
 500—
 1000
 2930
 Шиликтин-
ский.—1.2.4
 Акку  м  у  л  яти©  н  ы  й,
участками  эро¬
зионный
 700—
 800
 30—20
 841
 Тарбагатай-
ский.—1.2.5
 Эрозионный
 среднегорный
 2000—
 2500
 100—
1000
 2992
 Южнотарба-
гатайский.—
1.2.6
 Эр  ози,они  о-низ¬
когорный  и  пла¬
то
 600—700
 300—
 400
 1200
 Алаколь-
ская.—1.3
 Алаколь-
ский.—1.3.1
 Озерная  равнина
 340—350
 10—20
 350
 11 	1400
 161

Продолжение  табл.  22
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Урджар-Тен-
текский.—1.3.2
 Древняя  озерная
равнина
 350—400
 50—70
 517
 Маканчин-
ский.—1.3.3
 Наклонная  пред¬
горная  равнина
 400—600
 70—100
 820
 Джун¬
 Джунгар¬
 Высокогорный
 2000—
 1000—
 4463
 гарская.—
1.4
 ский.—1.4.1
 и  среднегорныи
 3600
 2000
 Лепси'нский.—
1.4.2
 Низкого  Р'НЫЙ
 600—
 1800
 200—400
 2131
 КОЯНД'ИН-
 екий.—  1.4.3
 Высокогорный
и  среднегорный
 2000-
 3200
 1000—
2000
 4463
 Малайсарый-
■окий.—1.4.4
 Низкогор'ный
 1000—
1400
 200—
 400
 1446
 Кызылжар-
ский.—1.4.5
 Низкогорный
 600—
 1000
 250—
 500
 1554
 Талдыкур-
г  а  некий.—
1.4.6
 Низкогорный
и.  наклонная  рав¬
нина
 500—
 900
 100
 1400
 цепочке  внутригорных  впадин,  из  -  которых  наиболее  крупная  —
Иссык-Кульская,  включена  нами  в  состав  этой  области.  Наиболее
характерная  черта  рельефа  области  —  преобладание  субширот-
ных  хребтов,  достигающих  4—5  тыс.  м  высоты:  Киргизский,  Кун-
гей-Алатау,  Кетмень,  Заилийский  Алатау  и  т.  д.
 Основные  структуры  созданы  в  эпоху  каледонской  складча¬
тости,  однако  горный  рельеф,  созданный  каледонским  орогене¬
зом,  был  полностью  разрушен.  Позднее  горы  вновь  формирова¬
лись  в  течение  герцинской  и  мезозойской  складчатых  эпох.  Хреб¬
ты  сложены  главным  образом  палеозойскими  породами,  лишь
в  предгорьях  выходят  более  молодые  отложения  (палеоген),  по¬
лого  падающие  в  сторону  равнины.  Современные  хребты  созданы
новейшими  движениями  и  представляют  собой  антиклинальные
структуры,  усложненные  и  разорванные  сбросами  и  надвигами.
Активные  эрозионные  процессы  уничтожили  большую  часть  древ¬
него  выровненного  рельефа.  Наибольшие  фрагменты  поверхностей
выравнивания  сохранились  в  осевых  частях  хребтов,  часто  на
значительных  высотах  (4  тыс.  м  в  хребте  Заилийский  Алатау).
 162

Ширина  плоской  приводоразделы-юй  части  хребта  Кетмень  дос¬
тигает  8  км.  Как  правило,  высоты  фрагментов  поверхностей  вы¬
равнивания  убывают  к  периферии  хребтов,  намечая  в  профиле
контуры  антиклинальных  складок  (местами  разбитых  разлома¬
ми).  Деформации  нижнечетвертичных  террас  носят  отчетливо
ныраженный  характер  изгиба  (без  разрывов),  амплитуды  их  до¬
стигают  нескольких  сот  метров.  Иссык-Кульская  депрессия  —
синклинорий,  осложненный  разломами.  Она  была  областью  ак-
кумуляции  в  неогене  и  четвертичном  периоде,  на  что  указывает
мощность  неогеновых  отложений,  достигающих  6  км.
 Несмотря  на  сухость  климата,  главную  роль  в  преобразовании
тектонических  форм  рельефа  играет  водная  эрозия  в  сочетании
с  интенсивными  процессами  выветривания.  Для  среднегорного
и  высокогорного  эрозионного  рельефа  характерны  резкие  очерта¬
ния,  преобладание  обнаженных  склонов  с  осыпями,  опирающими¬
ся  на  дно  долин.
 С  приближением  к  предгорьям  глубина  расчленения  убывает,
и  рельеф  приобретает  мягкие  очертания.  В  осевых  частях  хребтов
ия.  относительно  небольшой  площади  распространен  альпийский
рельеф,  созданный  древним  оледенением.  Нижняя  граница  рас¬
пространения  древних  ледниковых  форм  находится  на  высоте
3—4  тыс.  м.  Наиболее  высокие  части  Заилийского  Алатау  и  Кун-
гей-Алатау  несут  также  и  современные  ледники.
 Область  Центральный  Тянь-Шань.  В  плане  область  напомина¬
ет  треугольник,  ограниченный  тремя  'крупнейшими  хребтами:  Тер-
скей-Алатау  на  севере,  Кокшаалтау  на  юго-востоке  и  Ферганским
ыа  западе.  Наивысшая  точка  области  находится  на  востоке,  где
сходятся  хребты  Терскей-Алатау  и  Ко'кшаалтау,  образуя  горный
узел  Хан-Тенгри.
 Внутри  треугольника  .расположено  нагорье  с  многочисленными
короткими  хребта™,  невысоко  (1000—1500  м)  поднимающимися
над  днищами  ©падин.  Днища  впадин  также  находятся  на  доволь¬
но  больших  -выюотак  —  около  3  тыс.  м.
 В  геологическом  и  структурном  отношении  Центральный  Тянь-
Шань  подобен  Северному.  В  отличие  от  Северного  Тянь-Шаня
каледонская  складчатость  в  Центральном  Тянь-Шане  играла  под¬
чиненную  роль  по  сравнению  с  герцинской.  В  неотектоническом
отношении  Центральный  Тянь-Шань—«часть  единого  крупного
свода,  в  состав  которого  входит  и  Северный  Тянь-Шань.
 Внутренняя  часть  Центрального  Тянь-Шаня  —  собственно  сыр-
товая  область  —  отличается  меньшей  дифференцированностью
поднятий,  и  это  выразилось  в  меньших  относительных  высотах
и  преобладании  холмистых  нагорных  равнин.  В  западной  части
сыртовой  области  хорошо  выделяется  система  мелких  хребтов,
вытянутых  субширотно  и  перемежающихся  с  обширными  внутри-
горными  котловинами.  Впадины  дренированы  реками,  однако  эро¬
зия  в  их  пределах  проявлятся  слабо,  поэтому  древняя  поверхность
денудации  хорошо  сохранилась.  Высота  хребтов  местами  превос¬
ходит  4  тыс.  м.  Относительно  большую  площадь  в  восточной
 163

части  занимают  линейные  хребты,  впадины  занимают  значи¬
тельно  меньшую  площадь,  чем  хребты.
 Современный  рельеф'  несет  следы  древних  денудационных
процессов  «и  прежде  всего  оледенения.  Современное  оледенение
также  довольно  значительно,  особенно  в  пределах  узла  Хан-Тенг¬
ри.  Во  многих  впадинах  Центрального  Тянь-Шаня,  днища  кото¬
рых  расположены  на  высотах  2,5—3  тыс.  м,  хорошо  выражен  ак¬
кумулятивный  ледниковый  рельеф.
 К  основным  современным  рельефообразующим  процессам
кроме  флювиальных  и  ледниковых  относится  также  комплекс
нивальных  и  мерзлотных  процессов.  Область  делится  на  19  рай¬
онов.
 Область  Западный  Тянь-Шань.  Она  представляет  веер  хреб¬
тов,  расходящихся  на  запад.  Как  и  остальные  части  Тянь-Шаня,
Западный  Тянь-Шань  в  герцинскую  эпоху  испытал  складчатость
и  горообразование.  В  мезозое  на  территории  Западного  Тянь-
Шаня  протекала  континентальная  денудация  и  формировалась
остаточная  равнина.  В  позднем  мелу  и  эоцене  морская  трансгрес¬
сия  частично  абрадировала  мезозойский  пенеплен,  частично  пере¬
крыла  его  морскими  осадками.  Тектонические  движения  неоген-
четвертичного  времени  деформировали  и  приподняли  территорию.
Денудационные  поверхности  лучше  сохранились  на  северо-запад¬
ной  оконечности  области,  в  пределах  Каратау,  где  они  находятся
на  отметках  1200—1600  м.  В  высокогорье  (Таласском,  Ферган¬
ском  и  других  хребтах)  интенсивные  эрозионно-денудационные
процессы  уничтожили  почти  полностью  следы  мезозойского  вы¬
равнивания.
 В  пределах  области  выделяется  девять  районов  (табл.  23).
Алайская  провинция
 Алайская  провинция  образована  высокой  и  массивной  систе¬
мой  хребтов  Алайский,  Зеравшанский,  Туркестанский,  системой
хребтов  более  низких,  коротких  и  узких,  расположенных  по
периферии,  и  обширной  и  глубокой  Ферганской  депрессией,  отли¬
чающейся  исключительно  большим  опусканием  поверхности  в  те¬
чение  кайнозоя.  Мощность  земной  коры  под  наиболее  высокими
хребтами  достигает  70  км  (увеличена  почти  только  за  счет  гра¬
нитного  слоя).
 В  пределах  провинции  наиболее  мощные  магматизм  и  текто¬
нические  движения  закончились  в  конце  палеозоя,  но  и  в  неоген-
четверти'чное  время  тектоническая  жизнь  провинции  была  весьма
напряженной.  Многие  черты  рельефа  (например,  почти  полное
отсутствие  внутригорных  впадин  и  котловин  в  Алайской  горной
системе)  сближают  ее  с  горами  Альпийско-Гималайского  горного
пояса,  с  которым  она  граничит.  В  отличие  от  Тянь-Шаня  или
Алтая  в  Алайской  провинции  гораздо  хуже  сохранились  древние
поверхности  выравнивания.  Вместе  с  тем  это  возрожденные  горы,
 164

Таблица  23.  Районы  и  области  Тяньшанской  провинции.—II
 Область
 Район
 Преобладающие  типы
рельефа
 ПpeoблaJ
 н
 2
 ч
 о  Л
\о  л
 <Я  X
 гающие  выс<
 1  О)
 к  3
о  я
о  л
к  ч
н  <и
о  н
 эты,  м
 О)
 ■  3
 S  х
 о  л
«  •=;
сч  со
S  S
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Северо-
 таньшан-
 ская.—
 11.1
 Киргизский.—
11.1.1
 Эрозионный
среднегарный
и  ледниковый
высокогорный
 3500—
 4500
 1000—
2000
 4875
 Токмакокий.—
II.  1.2
 Предгорная
 равнина
 700—
1000—
 до  100
 1000
 Киндыктас-
ский.—  II.1.3
 Эрозионный
низкогорный,  плато
 1000
 1200
 200—300
 1506
 Заил'ийский.—
11.1.4
 Эрозионный
среднегорный
и  ледниковый
высокогорный
 2500—
 4000
 1000—
2000
 4973
 Кетменский.—
II.1.5
 Эрозионный
среднегорный
и  низкогорный
 2000—
 3000
 300—700
 3638
 Кунгейский.—
II.1.6
 Эрозионный
 среднегорный
 2500—
 3500
 1000—
2000
 4647
 И  ссык-Кул  15-
окий.—  II.  1.7
 Озерно-
 аллювиальная
 равнина
 1600
 50—70
 1000
 Каркарай-
ская  впадина.—
II.1.8
 Пролюв'иально-
 аллювиальная
 равнина
 1600—
1800
 100—
200
 Чары  некий.—
11.1.9
 Пролюв'иально-
 аллкшиальная
 равнина
 1100—
 1200
 30—60
 1000
 Цент-
рально-
тянынан-
ская.—  II.2
 Западнокара-
кольский.—
11.2.1
 Эрозионно-
 аккумулятивный,
 холмистый
 3000
 50—1000
 3200
 165

Продолжение  табл.  23
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Джумголь-  •
ский.—  II.2.2
 Среднегорный
эрозионный,  участ¬
ками  —  ледниковый
 3000—
4000
 100—
500
 4400
 Восточнокара-
кольский.—  II.2.3
 Эрозионное  пла¬
то
 3500—
 3700
 300—
400
 3800
 Хребет  Тер-
скей-Алатау.—
11.2.4
 Структурно-дену¬
дационный  <и  лед¬
никовый  высоко¬
горный
 4000—
 4500
 1500—
2000
 4930
 Текесский.—
11,2.5
 Эрозионный  низ¬
когорный
 1000—
*  1500
 200—
 250
 Молодо-Суса-
мырский.—  II  2.6
 Эрозионный  вы¬
сокогорный
 3500—
 4000
 1000—
1500
 4351
 Сонкельский.—
II.2.7
 Равнинный  (нро-
лювиальная  рав¬
нина)
 3000>
 100—
200
 Джетимболь-
ский.—  11.2.8
 Ледниковый
 4000—
 4500
 600—
 1200
 4930
 Нарынский.—
 11.2.9
 Эрозионное  пла¬
то
 2000—
 2800,
 200—
 400
 3100
 Джаманта-
уск-ий.—  II.2.10
 Эрозионный  и
ледниковый
 3800—-
4200
 500—
 800
 4718
 Ка  ракоюн-
ский.—  I1.2.11
 Сопочный  (внут-
ригорная  впадина)
 3000—
 3200
 200—
 100
 Атб  ашинский.
—  II.2.12
 Ледниковый  вы¬
сокогорный
 3500—
 4500
 700—
 1000
 4786
 Чатырколь-
ский.—  II.2.13
 Равнинный  лед¬
никовой  аккумуля¬
тивный
 3500—
 4500
 100—
150
 3790
 Уланский.—■
II.2.14
 Ледниковый  и
плато
 3600—
 4000
 500—
 700
 4530
 Кокшаал-
ский.—  II.2.15
 Ледниковый
 4000—
 5000
 500—
 1500
 5982
 Верхиенарын-
ский.—  II.2.16
 Аккумулятивный,
 ледниковый
 3200—
 3500
 200—
 500
 3790
 166

Продолжение  табл.  23
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Акшийряк-
ский.—  II.2.17
 Ледниковый
 4000—
 4500
 700—
 1200
 5251
 Сарыджаз-
ский.—  11.2.18
 Ледниковый
 4700—
 6000
 1000—
2500
 7439
 Приферган-
ский.—  /1.2.19
 Ледниковый  и
эрозионный
 3000—
 4000
 50  Q—
800
 4680
 Западно-
тяньшан-
ская.—  II.  3
 Каратауский.
—  II.3.1
 Низкогорный,  с
участками  наклон¬
ных  равнин
 2500—
 3500
 200—
 300
 4482
 Таласский-
Алатау.—  11.3.2
 Эрозионно-высоко¬
горный
 2500—
3500
 500—
 800
 4482
 Джамбуль-
ский  —  II.3.3
 Равнинный  и
холмистый
 600—
 1000
 100—
150
 1110
 Кураминокий.
—  II.3.4
 Эрозионный  сред¬
негорный
 2000—
3000  .
 300—
500
 3759
 Казыкурт-
окий.—11.3.5
 Сопочный,  участ¬
ками  пролювиаль-
ная  равнина
 800—
1000
 до  200
 1768
 Покемский.—
11.3.6
 Эрозионный  сред¬
негорный  и  высо¬
когорный
 3000—
 3500
 600—
 1200
 4301
 Чаткальский.—
11.3.7
 Эрозионный  сред¬
негорный  и  высо¬
когорный
 2500—
 3500
 600—
 1000
 4503
 Верхнечат-
кальокий.—
11.3.8
 Аллювиально-
 ■пролювиальная
 равнина
 2400
 1500—
300
 2500
 Чу-Илий-
ская.—  II.4
 Катутауский.
—  II  .4.1
 Низкогорный
 1000—
1500
 100—
200
 1629
 Караойский.—
11.4.2
 Низкогорный
и  ллато
 600—
 800
 100—
200
 1166
 167

Продолжение  табл.  23
 1  2
 3
 4
 5
 6
 Узунагачский.
—  11.4.3
 Пролювиальная
предгорная  равни¬
на
 700—
 800
 30—60
 Талгарский.—
II.4.4
 Аллювиально-
 пролювиалыная
 равнина
 500—
600
 30-60
 Илийский.—
11.4.5
 Аллювиальная
 равнина
 500—
600
 20-50
 а  не  горы,  непосредственно  возникшие  при  замыкании  и  инверсии
геосинклиналей.
 Алайская  область.  Алайская  горная  система  лежит  вблизи
южной  окраины  провинции  возрожденных  гор  и  имеет  много
общих  черт  с  расположенной  южнее  провинцией  молодых  гор.
В  частности,  она  обладает  большой  мощностью  земной  коры  (по¬
верхность  Мохо  на  юге  залегает  на  глубине  до  70  км,  к  северу
повышается  до  50  км).  Однако  геосинклинальное  развитие  завер¬
шилось  на  Алае  в  палеозое,  что  и  послужило  основанием  для  от¬
несения  его  к  провинции  возрожденных  гор.  Значительная  текто¬
ническая  активность  на  Алае  проявлялась  и  позже,  в  мезозой¬
скую  эпоху  складчатости.  Горный  рельеф  создавался  дважды  до
новейшей  эпохи.  Относительно  выровненная  и  частично  затоплен¬
ная  морем  в  палеогене  поверхность  подверглась  интенсивным  де¬
формациям  в  новейшее  время.  Новейшие  структуры  имеют  в  ос¬
новном  вид  узких  линейных  складок,  ветвящихся  в  западном
направлении.  В  этом  же  направлении  погружаются  оси
складок.
 Центральная  и  восточная  части  вытянутой  в  широтном  на¬
правлении  области  заняты  системой  высокогорных  узких  хрёбтов,
разделенных  глубоковрезанными  долинами.  Отметки  вершин  пре¬
вышают  5000  м.  Межгорные  впадины  практически  не  выражены.
Севернее  Туркестанского  хребта  расположена  система  коротких
хребтов,  имеющих  субширотное  простирание,  постепенно  пони¬
жающихся  в  сторону  Ферганской  котловины  и  разрезанных  на
части  текущими  к  северу  реками.  На  запад  горные  хребты  ветвят¬
ся  и  понижаются,  между  ними  появляются  наклонные  аккумуля¬
тивные  поверхности.  Реки,  выходя  из  гор,  образуют  внутренние
дельты.  Часть  горной  системы,  расположенная  на  крайнем  севе¬
ро-западе,  обладает  низкогорным  рельефом  с  высотами  1000—
2000  м.  На  уплощенных  поверхностях  хребтов  обнаруживаются
остатки  абразионных  поверхностей  выравнивания.  На  юго-западе
хребтам  также  свойствен  низкогорный  рельеф  с  отдельными
 168

I'  а  б  л  и  ц  а  24.  Области  и  районы  Алайской  провинции.—  III
 Область
 Район
 Преобладающие  типы
рельефа
 Преоблал
 н
 2
 ч
 8  £
 VO  л
СО  Е
 ].ающие  выс(
 1  о>
 s  3
о  к
о  л
к  ч
 Е—  О)
 О  н
 Э'ГЫ,  м
 си
|  3
 К  К
а  л
«  ч
со  со
S  2
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Алай-
кая.—  II  1.1
 Алайский.—
II  1.1.1
 Среднегорный
эрозионный
и  ледниковый
высокогорный
 4000—
 5000
 700—
 2000
 5539
 Ура-Тюбе-Шу-
рабский.—II  1.1.2
 Среднегорный
с  участками  древ¬
них  ’поверхностей
выравнивания
 1000—
2000
 До  600—,
800
 2601
 Зеравшанско-
Г  иссар'ский.—
 II  1.1.3
 Среднегорный
эрозионный  и  лед¬
никовый  высоко¬
горный
 3000^
 4000
 700—
 1300
 5509
 Байсунтау-
Варзобский.—
111.1.4
 Среднегор'ный
 эрозионный
 2000—
3000  '
 До
 1000
 4427
 Шерабадокий.
—  II  1.1.5
 Низкогорный
 500—
 1000
 100—
150
 1058
 Кугитангтау.
—  II  1.1.6
 Эрозионный
 среднегорный
 2000—
 2500
 400—
 800
 3139
 Г  аур  дакский.
—  III.1.7
 Низкогорный
и  холмистый
 800—
1200
 100—
300
 2172
 Чакчагарокий.
—  III.  1.8
 Среднегорный
 1800—
2000
 500—
700
 2932
 Самарканд¬
ский.—  II1.1.9
 Аллювиально-
 пролювиаль'ная
 равнина
 500—(
800
 50—
 80
 620
 Ингичский.—
111.1.10
 Холмистый,  низ¬
когорный
 900—
 1000
 100—
 зоа
 1112
 Нуратауский.
—  111.1.11
 Низкогорный
 1000—
 1500
 200—■
400
 2003
 'Карасуйский.
—  II  1.1.12
 Пролювиальная
равнина  ic  участ¬
ками  низкогорно-
 ГО1
 600—
 1000
 100—
300
 1682
 169

Продолжение  табл.  24
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Ферган¬
ской  впа¬
дины.—
111.2
 Ферганский.—
II  1.2.1
 Аккумулятивный,
 равнинный
 900—
 1000
 до  50
 1050
 Касансайский.
—  III.2.2
 Акку  М  у  Л  Я  ТИ  В'Н  ы  й,
 равнинный
 1200^—
1400
 50—
 100
 1500
 Джалал-Абад-
ский.—  II  1.2.3
 Акку  м  у  л  я  ти  вн  а  я
равнина
 1100—
 1300
 100—
150
 1400
 В  осточно  фер¬
ганский.—111.2.4
 Холмистый
и  денудационный
среднего'рный
 1600—
1800
 150—•
200
 1900
 участками  среднегорий.  Широко  распространены  структурно-де¬
нудационные  и  денудационные  плато.  К  долине  Амударьи  примы¬
кают  аккумулятивные  поверхности.
 Современный  ледниковый  рельеф  формируется  в  осевых  час¬
тях  наиболее  высоких  хребтов.  Древние  ледниковые  формы  рас¬
пространены  значительно  больше.  Они  спускаются  на  1—1,2  км
ниже  современной  снеговой  границы.  Основным  процессом,  пре¬
образующим  тектонические  формы,  является  эрозия  рек,  перера¬
батывающих  формы  древнего  оледенения  и  древние  поверхности
выравнивания.
 Различия  рельефа  позволяют  выделить  в  области  12  геомор¬
фологических  районов.
 Область  Ферганской  впадины.  Это  крупная  межгорная  депрес¬
сия,  выполненная  кайнозойскими  отложениями.  Складчатый
фундамент,  поверхность  которого  имеет  неровный  рельеф,  погру¬
жен  в  центральной  части  впадины  на  глубину  до  10  км;  в  восточ¬
ной  части  он  выступает  из-под  чехла  рыхлых  отложений  и  обра¬
зует  островные  горы.  Осадочный  чехол  представлен  в  пределах
впадины  морскими  отложениями  мела  и  палеогена  (дислоциро¬
ванными)  мощностью  около  2  км  и  более  молодыми  осадками,
преимущественно  континентального  генезиса  (пролювиальные,
аллювиальные,  эоловые  и  т.  д.).
 Поверхность  днища  впадины  понижается  к  центру.  В  перифе¬
рических  частях  горные  хребты  окаймлены  наклонными  поверх¬
ностями  глубокорасчлененных  шлейфов,  конусов  выноса  (полоса
адыров).  Центральная  часть  днища  депрессии  привязана  к  уровню
второй  надпойменной  террасы  р.  Сырдарьи.  С  юга  и  севера  к  ней
примыкают  слившиеся  конусы  выноса  речек,  расчленяющих  окра¬
инные  хребты.  Судя  по  расположению  последовательных  серий
конусов  выноса,  зона  аккумуляции  у  южного  борта  впадины  по¬
степенно  смещается  от  предгорий  к  осевой  части.
 170

Территория  области  подразделена  на  четыре  геоморфологи¬
ческих  района  (табл.  24).
 СТРАНА  ГОРЫ  ЮЖНОЙ  СИБИРИ
 Горные  системы  занимают  всю  южную  часть  Сибири  от  впади¬
ны  озера  Зайсан  и  до  Дальнего  Востока..  Межгорные  депрессии
осложняют  орографию  и  делят  пояс  гор  Южной  Сибири  на  гор¬
ные  системы.  В  то  же  время  межгорные  депрессии  не  рассекают
пояс  на  полностью  изолированные  части,  как  в  горном  поясе  юго-
западнее  Зайсанской  депрессии.  Алтай,  горы  Тувинской  автоном¬
ной  области,  горы  Забайкалья  продолжаются  в  МНР.
 Земная  кора  в  пределах  рассматриваемой  страны  имеет  повы¬
шенную  мощность  —45—65  км.  Утолщение  земной  коры  здесь
того  же  порядка,  что  и  под  горами  Альпийско-Гималайского
складчатого  пояса,  хотя  горы  Южной  Сибири  —  возрожденные
горы,  возникшие  в  олигодене  и  неогене  на  месте  денудационных
равнин.  Подвижность  земной  коры  (амплитуды  поднятий  и  опус¬
каний  и  степень  дифференциации  тектонических  движений)
в  неогеи-ч.етвертичное  время  была  в  горах  Южной  Сибири  все  же
несколько  меньшей,  чем  в  Альпийско-Гималайском  поясе.
 Горный  рельеф  сформирован  на  гетерогенной  основе.  Структу¬
ры  Прибайкалья  и  Восточного  Саяна  докембрийские  и  каледон¬
ские.  На  Алтае,  в  Даурском  своде  Забайкалья  преобладают  гер-
цинские  структуры,  а  в  Восточном  Забайкалье  —  мезозойские.
С  мезозоя  весь  горный  пояс  Южной  Сибири  развивается  по  обще¬
му  плану.  Повсюду  здесь  отсутствуют  сколько-нибудь  мощные
отложения  позднего  мела,  палеоцена  и  эоцена,  что  свидетельству¬
ет  о  длительной  денудации  в  эти  эпохи.  Формирование  горного
рельефа  также  происходило  в  общих  чертах  одновременно.  Интен¬
сивность  тектонических  движений  в  разных  горных  сооружениях
не  была  одинаковой.  Чем  значительней  поднятие,  тем  более  диф¬
ференцированными  были  движения.  Тектонические  движения  не
прекратились  и  в  современную  эпоху,  о  чем  свидетельствует  вы¬
сокая  сейсмичность.  Экзогенные  рельефообразующие  процессы
имели  и  имеют  много  общего.  Выражением  этой  общности  слу¬
жит  прежде  всего  древнее  оледенение,  неоднократно  охватывав¬
шее  многие  горные  системы  страны.  Общим  является  и  активиза¬
ция  в  сухие  эпохи  рельефообразующих  процессов,  свойственных
полупустыням.
 Естественно,  что  своеобразие  структуры  и  различия  в  интен¬
сивности  и  степени  дифференцированное™  движений  придают
каждой  горной  системе  от  Алтая  до  Забайкалья  определенное
своеобразие.  Однако  поворотные  моменты  по.  времени  и  направ¬
лению  изменений  в  ходе  рельефообразования  происходили  почти
одновременно.  Наблюдающиеся  различия  служат  основой  для
разделения  рассматриваемой  геоморфологической  страны  на  семь
геоморфологических  провинций  (рис.  9).
 171

<tj  го
 2 	—  область  Кузнецкий  Алатау;  районы  —  2.1  —  Кузнецкий  Алатау,  2.2—  Восточнопредгорный,  2.3—Северный  предгорный,  2.4  —  Абаканский,  2.5  —
Горная  Шория;  3  —  область  Минусинская;  районы  —  3.1  —  Минусинский,  3.2  —  Батеневский,  3.3  —  Чулымский;  III  —  провинция  Западного  Саяна
и  Тувы;  1  —  область  Западный  Саян;  районы  —  1.1  —  Западный,  1.2  —  Восточный,  1.3  —  Алашский,  1.4  —  массив  Мангулен;  2  —  область  Южно¬
тувинская;  районы  —  2.1  —  хребет  Танну-Ола,  2.2  —  нагорье  Сангилен,  2.3  —  хребет  Цаган-Шибету,  2.4  —  Тувинская  впадина,  2.5  —  Убсунурская
впадина;  3—область  Северотувинская;  районы  —  3.1—хребет  академики  Обручева,  3.2  —  Уюкский,  3.3  —  Туранская  впадина,  3.4  —  Тоджинская
впадина;  IV  —  провинция  Восточный  Саян,  1  —  область  Юго-Восточная;  районы  —  1.1  —  Китойско-Тункинский,  1.2  —  Хребет  Большой  Саян,  1.3  —
Кропоткинский,  1.4  —  Удинско-Джуглымский,  1.5  —  Казыр-Кизирский,  1.6  —  Окинский;  2  —  область  Северо-Западная;  районы  —  2.1  —  Белогорный
(Манско-Канский),  2.2  —  Приенисейский,  2.3  —  Можарский;  3  —  область  Северо-Восточная;  районы  —  3.1  —  Иркут-Удинский,  3.2  —  Передового  хре¬
бта,  3.3  —  Бирюсинский;  V  —  Байкало-Патомская  провинция;  1  —  область  Сынныро-Лонгдорская;  районы  —  1.1  —  Сыннырский,  1.2  —  Витим-Мама-
канский,  1.3  —  Лонгдорский;  2—область  Час-Жуинская;  районы  —  3.1—  Акитканский,  3.2  —  Чуйский,  3.3—Патомский;  VI  —  Байкальская  провин¬
ция;  1  —  область  Южнобайкальская;  районы  —  1.1  —  Южнобайкальский;  1.2  —  Среднебайкальский,  1.3  —  Тункинский,  1.4  —  Селенгинский,  1.5  Ха-
мар-Дабанский,  1.6  —  Улан-Бургасинский,  1.7  —  Ольхонский,  1.8  —  Приморский;  2  —  область  Северобайкальская;  районы:  2.1  —  Северобайкальский,
 2.2 	—  Баргузинский,  2.3  —  Верхнеангарский,  2.4  —  хребет  Баргузинский,  2.5  —  хребет  Байкальский,  2.6  —  хребет  Верхнеангарский,  2.7  —  Икатский;
 3 	—  область  Витимо-Чарская;  районы  —  3.1  —  Муйский,  3.2  —  Чарский,  3.3  —  Делюн-Уранский,  3.4  —  Северомуйский,  3.5  —  Южномуйский,  3.6  —
Кодарский,  3.7  —  Удоканский,  3.8  —  Олекмо-Чарский;  VII  —  Забайкальская  провинция;  VII(I)  —  подпровинция  Западного  Забайкалья;  1  —  область
Селегинская  Даурия;  районы  —  1.1  —  Удинский,  1.2  —  Заганский,  1.3  —  Селенгинский,  1.4  —  Хилок-Арахлейский,  1.5  —  Джидинский;  2  —  область  Ви¬
тимского  плоскогорья;  районы  —  2.1  —  Баунтовский,  2.2  —  Амалатский,  2.3—Еравнинский,  2.4  —  Витимский,  2.5  —  Сосновский,  2.6  Ципинский,
3  —  область  Калакан-Нюкжинская;  районы  —  3.1  —  Нюкжинский,  VII(II)—подпровинция  Центрального  Забайкалья;  1  —  область  Даурская;  районы
 1.1 	—  Яблоновый,  1.2  —  Асинский,  1.3  —  хребет  Даурский,  1.4  —  Чикойский,  1.5  —  Ундургинский,  1.6  —  Дарасунский,  2—область  Олекминская;  районы
 2.1 	—  Каренгский,  2.2  —  Верхнеолекминский,  2.3  —  Черомно-Джелтулинский,  2.4  —  Олекмо-Тунгирский,  2.5  —  Нерчинский,  2.6  —  Тургинскии;
VII(III)  —  подпровинция  Восточное  Забайкалье,  1  —  область  Шилкинско-Аргунская;  районы  —  1.1  —  Шилкинско-Шахтаминский,  1.2  —  Борщовочный,
 1.3 	—  Газимур-Урюмканский;  2  —  область  Онон-Борзинская;  районы—  2.1  —  Онон-Торейский,  2.2  —  Агинский,  2.3  —  Ононский,  2.4  —  Эрмановский,
 2.5  —  Кличкинский;  3  —  область  Шилкинско-Ингодинская; 	районы  —  3.1  —  Амазар-Ольдойский,  3.2  —  Нерчинско-Урюмский,  3.3  —  Моготуйский.
 Другие  условные  обозначения  см.  на  рис.  3

Провинция  горная  система  Алтай
 Алтай  —  компактная  горная  система,  наиболее  высокая  из
горных  сооружений  Южной  Сибири.  Алтай  первый  принимает
влажные  воздушные  массы,  идущие  с  запада.  Благодаря  двум
этим  факторам  Алтай  несет  значительное  современное  оледенение.
 В  геологическом  строении  Алтая  принимают  участие  отложе¬
ния  палеозоя,  главным  образом  среднего  и  позднего,  но  отчасти
и  раннего,  а  также  допалеозойские  породы.  Все  они  интенсивно
дислоцированы  и  прорваны  интрузиями.  Много  эффузивных  по¬
род.
 Наиболее  поднята  центральная  часть.  Здесь  наблюдается
и  наибольшая  дифференциация  движений.  На  западе  хребты
Южного  Алтая,  заметно  понижаясь,  переходят  за  Иртыш,  где
расположен  невысокий  Калбинский  горный  хребет  (1608  м).  На
север  Алтай  обрывается  крутым  уступом.  На  северо-востоке  Ал¬
тая  в  рельефе  существенное  значение  имеют  платообразные  по¬
верхности.  В  пределах  Алтая  выделяются  четыре  геоморфологи¬
ческие  области.
 Область  Центральный  Алтай.  Остов  Центрального  Алтая
составляют  самые  высокие  хребты  горной  системы:  Катунский,
(гора  Белуха,  4506  м)  Северный  и  Южный  Чуйские.  Хребты  несут
значительное  оледенение.  Соответственно  и  рельеф  их  имеет  .ярко
выраженный  альпийский  характер.  К  югу  от  главных  хребтов
Центрального  Алтая  лежит  система  плато  и  массивов  со  слож¬
ным  эрозионным  и  ледниковым  рельефом  и  фрагментами  древне¬
го  выровненного  рельефа.  К  северу  от  Катунского  и  Чуйских
хребтов  расположена  система  внутригорных  впадин  —  «степей»:
Уймонская,  Абайская,  Чуйекая  и  Курайская.  Еще  далее  к  северу
поднимаются  хребты  Курайский  и  Теректинский,  вершинные  по¬
верхности  которых  выровнены.  Только  хребет  Листвяга  отлича¬
ется  резкими  формами.  В  пределах  области  нами  выделено
10  геоморфологических  районов.-
 Область  Южный  Алтай.  Южный  Алтай  —  продолжение  мощ¬
ных  хребтов  Монгольского  Алтая.  От  пограничного  горного  узла
Табын-Богдо-Ола  (4356  м)  в  пределы  СССР  протягиваются  две
параллельные  системы  хребтов.  Северная  состоит  из  Тарбагатая,
Сарым  Сакты  и  Нарымского,  а  южная  —  из  хребтов  Южного
Алтая  и  Курчумского.  Еще  южнее  располагается  несколько  изо-*
метричных  в  плане  горных  массивов,  окаймляющих  озеро  Марка-
коль.  Согласно  В.  Н.  Огневу  (1955),  хребты  Южного  Алтая,  судя
по  характеру  деформации  древней  поверхности  выравнивания,
должны  рассматриваться  ;как  складки  большого  радиуса.  По
Ю.  П.  Селиверстову  (1960),  это  блоки-горсты.  В  хребтах  Южно¬
го  Алтая  ледниковые  формы  распространены  только  в  осевых
частях.  Выделяются  два  геоморфологических  района.
 Область  Северо-Западный  Алтай.  Высоты  в  пределах  Северо-
Западного  Алтая  значительно  меньше,  чем  в  Центральном.  По
периферии  даже  самые  высокие  гряды  поднимаются  лишь  не-
 174

Таблица  25.  Области  и  районы  геоморфологической  провинции
горная  система  Алтай.—  I
 Область
 1
 Район
 Преобладающие  типы
рельефа
 Преобла
 н
 2
 Ч
 8  £
 \о  л
сз  к
 дающие  выс
 1  0J
 я  3
о  к
о  Л
К  *3
Н  0J
 о  н
 оты,  м
 «и1
•  3'
Я  к:
 О  J3
«  *=?
а  оз
 S  S
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Централь¬
ный  Алтай.
—  1.1
 Чуйский.—
1.1.1
 Высокогорный,
 ледниковый
 3600
 1300
 4173
 Катунский.—
1.1.2
 Высокогорный,
 ледниковый
 3700.
 1400
 4506
 •Плато  Укок  —
1.1.3
 Ледниково-эро¬
 зионный
 2200
 450
 3100
 Хребет  Лист-
вяга.—1.1.4
 Среднегорный
с  участками
ледникового
 2400'
 800
 3142
 Уймонско-
Абайский.—
1.1.5
 Равнинный
и  низкогорный
 1000
 150
 Чуйско-Курай-
ский.—1.1.6
 Равнинный
и  низкогорный
 1500
 2000
 150
 Ку  райский.—
1.1.7
 Среднегорный
с  участками
высокогорного
ледникового
 2800
 600
 3412
 Теректинский.
—1.1.8
 Среднегорный
 2500
 500
 2927
 Сайлюгем-
ский.—1.1.9
 Ледниковый
 высокогорный
 3100
 500
 3540
 Чихачевский.
—  1.1.10
 Ледниковый
 высокогорный
 3200
 600
 4020
 Южный
Алтай.—
1.2
 Южноалтай¬
ский.—1.2.1
 Ледниковый,
 ореднегорный
 эрозионный
 2800
 1-000
 4356
 Маркоколь-
ский.—1.2.2
 Среднегорный
эрозионный,  места¬
ми  платообразный
 1600
 400
 2779
 175

Продолжение  табл.  25
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Северо-
 Западный
 Алтай.—
 1.3
 Рудно-Алтай-i
ский.—1.3.1
 Низкого  рн  ый,
густо  расчленен¬
ный
 1000
 500
 1589
 Чарыш-Убин-
ский.—1.3.2
 Низкогорный
с  большими  участ¬
ками  выровненных
поверхностей
 800
 200
 1206
 Тигерецкий.—
1.3.3
 Среднегорный
 1600
 600
 2776
 Семинский.—
1.3.4
 Среднегорный
 1400
 600
 2506
 Калбинский.—
1.3.5
 Низкогорный
с  фрагментами  по¬
верхностей  вырав¬
нивания
 800
 300
 1608
 Северо-
Восточный
Алтай  —
 Лебедский.'—
1.4.1
 Низкогорный
 эрозионный
 800
 300
 1088
 1.4
 Телецкий.—
1.4.2
 Среднегорный
с  участками  лед¬
никового
 1600
 600
 2615
 Чулышман-
ский.—1.4.3
 Расчлененное
 плоскогорье
 2000
 400
 3148
 Джулукуль-
ский.—1.4.4
 НйЗДОЮрН'ЫЙ
с  участками  акку¬
мулятивного  рель¬
ефа
 1700
 500
 2305
 Шапшальский.
—1.4.5
 Ледниковый,
 высокогорный
 3000
 1000
 3507
 много  выше  отметок  1000—1200  м.  Дальше  от  равнины  высоты
постепенно  увеличиваются  до  2500  м,  и  здесь  появляются  формы
ледникового  рельефа.
 На  Рудном  Алтае,  на  западе  области,  благодаря  большой  тек¬
тонической  раздробленности  преобладает  низкогорный  и,  средне¬
горный  пересеченный  рельеф.  Фрагменты  древнего  пенеплена
уцелели  на  многих  хребтах.  Среднегорный,  глубоко  расчлененный
рельеф  характерен  для  наиболее  приподнятых  восточных  частей
 176

Ульбинского,  Ивановского,  Убинского,  Тигерецкого,  Бащелакско-
го  и  Коргонского  хребтов.  Однако  и  здесь  в  приводораздельных
частях  хребтов  уцелели  значительные  фрагменты  древнего  пене¬
плена.  Область  разделена  на  пять  геоморфологичесих  районов.
 Область  Северо-Восточный  Алтай.  Северо-Восточный  Алтай
отличается  заметно  большими  высотами,  чем  Северо-Западный,
и  представляет  собой  плоскогорье,  сильно  расчлененное  эрозией
рек.  Оно  окаймлено  хребтами  и  постепенно  понижается  к  северу.
Во  время  оледенения  ледники  сильно  изменили  рельеф  плоского¬
рья.  Кроме  северной  периферической  части,  примыкающей  к  Гор¬
ной  Шории,  средние  высоты  плоскогорья  1500—2000  м,  а  наи¬
большие  превышают  3000  м.
 Современное  оледенение  незначительное.  Оно  представлено
главным  образом  каровыми  ледниками.  Древнее  оледенение  бла¬
годаря  значительным  абсолютным  высотам  захватывало  большие
площади.  Эрозия  и  оледенение  препарировали  в  основном  жест¬
кие  каледонские  структуры,  реагировавшие  на  ‘  неоген-четвертич¬
ные  поднятия  расколами.
 В  верховьях  Чулышмана  и  рек,  стекающих  в  бессточные  озе¬
ра,  расположенные  на  территории  МНР,  лежит  высокое  плоского¬
рье,  ограниченное  с  юга  хребтами  Чихачева  и  Курайским  (Цент’
ральный  Алтай),  и  хребет  Шапшал,  тянущийся  вдоль  границы
Алтайского  и  Красноярского  краев.  В  горах  Шапшала  много  сов¬
ременных  небольших  ледничков,  рельеф  ледниковый,  высокогор¬
ный  (высота  до  3507  м).  Делится  область  на  •  пять  районов
(табл.  25).
 Провинция  Кузнецко-Минусинская
 Это  по  преимуществу  горная  территория.  Среди  денудацион¬
ных  равнин  поднимаются  отдельные  кряжи.  Во  внутренних  частях
горных  сооружений  Кузнецкого  Алатау  и  Горной  Шории  наблю¬
дается  сильнопересечениый  горный  рельеф.  При  внешней  просто¬
те  форм  уже  самыми  первыми  исследователями  геоморфологии
этой  территории  отмечалось  сложное  строение  долинных  форм,
многочисленные  остатки  сети  древних  речных  долин.
 В  целом  провинция  относится  к  области  позднекаледонской
складчатости.  Фундамент  в  пределах  Кузнецкой  и  Минусинской
котловин  опущен  и  перекрыт  мощными  толщами  позднепалеозой¬
ских  отложений.  Поверх  отложений  палеозоя  в  наиболее  опущен¬
ных  частях  котловин  залегают  юрские  конгломераты,  свидетель¬
ствующие  о  высокогорном  рельефе,  существовавшем  в  конце
средней  юры  в  Саянах  и  на  Алтае.
 В  эпоху  активизации  тектонических  движений  в  неогене  и  чет¬
вертичном  периоде  территория  испытывала  поднятия.  На  совре¬
менном  этапе  формируется  эрозионный  рельеф  различных  ти¬
пов—  от  среднегорного  до  почти-равнинного.
 Провинция  разделяется  на  три  геоморфологические  области.
 12  1400
 177

Салаиро-Кузнецкая  область.  Невысокий  (до  600  м)  Салаир-
ский  кряж,  как  и  днище  Кузнецкой  котловины  (почему  они  объе¬
динены  в  одну  область)  на  большей  площади  —  глубокорасчле-
ненная  эрозией  равнина.  Глубина  расчленения  до  250  м.  Местами
рельеф  Салаирского  кряжа  и  Кузнецкой  котловины  приобретает
низкогорный  характер  (Салтымаковский  и  Тарадановские  «ува¬
лы»,  Караканские  «горы»).  Сложены  возвышенные  участки  магма¬
тическими  породами,  выступающими  в  рельефе  вследствие  изби¬
рательной  денудации.
 Абсолютные  высоты  ровных  приводораздельных  участков
междуречий  плавно  убывают  с  севера  на  юг  от  450  м  у  Новокуз¬
нецка  до  250  м  у  Кемерова  и  около  200  м  у  городов  Анжерска
и  Тайги.  Наиболее  плоский  рельеф  присалаирской  части  Кузнец¬
кой  котловины,  дренируемой  р.  Иней  и  ее  притоками,  а  также  се¬
верной  части  котловины,  расположенной  в  бассейне  Томи.  Чем
ближе  к  Кузнецкому  Алатау,  тем  больше  и  относительные  и  аб¬
солютные  высоты.  В  пределах  области  выделяются  три  геомор¬
фологических  района.
 Область  Кузнецкий  Алатау  и  Горная  Шория.  К  данной  обла¬
сти  кроме  собственно  Кузнецкого  Алатау  относится  Горная  Шо¬
рия  и  Абаканский  хребет.  Горые  районы  довольно  близки  по  аб¬
солютным  и  относительным  высотам.  По  характеру  рельефа  Куз¬
нецкий  Алатау  —  массивное  поднятие,  напоминающее  широкий
(150  км)  наклонный  горст.  Край,  обращенный  к  Кузнецкой  кот¬
ловине,  изрезан  глубокими  долинами.  Чем  дальше  в  глубь  гор,
тем  больше  выровненных  поверхностей.  Ближе  к  Минусинской
котловине  эрозионное  расчленение  незначительно,  но  много
замкнутых  впадин,  занятых  озерами.
 Абаканский  хребет  и  Горная  Шория  тектонически  сильно  раз¬
дроблены.  Это  обусловило,  несмотря  на  небольшие  высоты,  интен¬
сивное  расчленение  их  эрозией.  Область  разделена  на  пять  гео¬
морфологических  районов.
 Область  Минусинская.  В  пределы  обширной  межгорной  деп¬
рессии—  Минусинской  котловины  вдаются  многочисленные  гор¬
ные  отроги  и  разделяют  ее  на  несколько  котловин.  Речная  сеть
мало  считается  с  современной  орографией.  Пониженные  участки
Минусинской  котловины  обладают  равнинным;  рельефом.  На  ши¬
роких  террасах  Енисея  имеются  участки  с  эоловым  рельефом.
В  области  выделено  три  геоморфологических  района  (табл.  26).
 Провинция  Западный  Саян  и  горы  Тувы
 Провинция  включает  ряд  горных  систем  и  внутригорных  впа¬
дин.  Геологические  структуры  позднекаледонского  возраста.
Тектонические  движения  имели  место  и  в  герцинское  и  в  мезозой¬
ское  время.  О  горном  рельефе  в  мезозое  свидетельствуют  широ¬
ко  распространенные  мощные  толщи  юрских  конгломератов.  Сов¬
ременный  горный  рельеф  создан  в  неогене  и  четвертичном  перио¬
де.  Местами  тектонические  движения  сопровождались  расколами
 178

Таблица  26.  Области  и  районы  Кузнецко-Минусинекой  геоморфологической
провинции.—  II
 Область
 Район
 Преобладающие  типы
рельефа
 Преобла.
 2
 S*
 VO  Л
<Я  X
 дающие  выс<
 •  <i>
к  3
о  к
о  л
к  ч
 Н  О)
 о  н
 эты,  м
 О
 |  3
 К  X
о  л
«  ч
 3  2
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Салаиро-
 Кузнецкая.
 —  ил
 Салаирский.—
IIЛЛ
 Мелко-горный  и
плато,  глубокара-с-
членениое  эрозией
 400—600
 150—180
 621
 Инский.—
IL1.2
 Равнина,  расчле¬
ненная  глубокими
долинами
 250—300
 50—100
 400
 Притомокий.—
II  Л.3
 Расчлененная
равнина  с  участка¬
ми  низкогорного
рельефа
 300—500
 130—160
 619-
 Кузнец¬
кий  Ала¬
тау.—  II.2
 Центральный.
 —11.2Л
 Низкогорный,
 среднегорный
 1200
 250—700
 2178
 Восточно¬
предгорный.—
11.2.2
 Низкогорный
и  платообразный
 800
 300
 1317
 Северный
предгорный.—
11.2.3
 Мелкогорья,  рас¬
члененная  |равнина
 500
 250
 712
 Абаканский.—
II.2.4
 Низкогорный,
участками  средне-
горный
 1600
 600
 1627
 Горная  Шо-
рия.—II.2.5
 Низкогорный,
участками  средне-
горный
 1300
 600
 1627
 Минусин¬
ская.—  II.3
 Минусинский.
—  11.3.1
 Равнинный,  де-
н  уд  анионный  и
аккумулятивный
 350—450
 70—120
 703
 Батеневский.
—  11.3.2
 Мелкогорный
 эрозионный
 600—700
 150—200
 1141
 Чулымский.—
11.3.3
 Плоская  денуда¬
ционная  равнина
 200—250
 30-600
 402
 179

и  излияниями  базальтов.  Частично  базальты  изливались  на  вы¬
ровненные  поверхности  (платобазальты),  а  частично  заполняли
глубокие  эрозионные  долины.  Для  горных  сооружений  Тувы
и  Западного  Саяна  характерны  высоты  вершин  2500—3000  м.
Наиболее  высокие  горы  расположены  поблизости  от  Алтая.  Это
массивы  Мангулен  (3487  м)  и  Цаган-Шибету  (3350  м).
 В  пределах  провинции  в  г.  Кызыл  находится  символический
центр  Азии.  Центральное  положение  в  глубине  материка,  окру¬
жение  горами  обусловливают  формирование  сухого  климата.
Только  в  горах  выпадает  500—600  мм  осадков,  обеспечивающих
слой  стока,  достаточный  для  интенсивной  эрозии.  На  днищах
впадин  осадков  мало  и  эрозия  ослаблена.
 Современное  оледенение  приурочено  к  массиву  Менгулен.  Для
древнего  оледенения  условия  были  неблагоприятны  и  прежде
всего  из-за  сухости  климата.
 Тем  не  менее  многие  горные  хребты,  поднимающиеся  до
3000  м,  имеют  альпийский  ледниковый  рельеф.  Рельеф  внутри-
горных  впадин  по  преимуществу  аккумулятивный:  озерный,  ал¬
лювиальный,  ледниковый,  эоловый.  Провинция  разделяется  на
три  области:  1)  Западный  Саян,  2)  Южнотувинскую  и  3)  Северо¬
тувинскую.
 Область  Западный  Саян.  Западный  Саян  —  монолитная  гор¬
ная  система,  почти  без  глубоких  внутригорных  впадин.  Даже  са¬
мое  крупное  из  межхребтовых  понижений  —  Усинская  впадина  —
не  имеет  широкого  аккумулятивного  днища.  В  структурном  отно¬
шении  Западный  Саян  —  огромный  синклинорий:  наиболее  древ¬
ние—  кембрийские  и  докембрийские  отложения  выходят  на  его
периферии.  Часть  Западного  Саяна,  лежащая  к  западу  от  Ени¬
сея,  несколько  выше  восточной.  Здесь  вершины  горных  хребтов
во  многих  местах  поднимаются  выше  2500  м.  Восточнее  Енисея
хребты  Западного  Саяна  нигде  не  достигают  2500  м.  В  высоких
хребтах  отмечаются  значительные  участки  с  альпинотипным  ре¬
льефом,  преобладает  флювиальный  среднегорный  рельеф.
 К  области  Западного  Саяна  на  основании  сходства  геологиче¬
ского  строения  и  высот,  а  также  территориальной  близости  отне¬
сен  горный  массив  Мангулен.  В  области  выделены  четыре  рай¬
она.
 Южнотувинская  область.  Рельеф  Южной  Тувы  по  морфострук-
турам  и  их  моделировке  агентами  денудации  является  переход¬
ным  от  гор  Южной  Сибири  к  горам  Центральной  Азии.
 Горные  поднятия  расчленены  эрозией  относительно  слабо.  На
вершинных  поверхностях  хребтов  хорошо  сохранились  участки
с  выровненным  рельефом  —  древние  поверхности  выравнивания.
Склоны  хребтов  расчленены  долинами  главным  образом  времен¬
ных  водотоков  (сказывается  сухость  климата).  На  дне  межгорных
впадин  широкие  террасы.  В  Хемчикской  и  Центральнотувинской
впадинах  имеются  небольшие  озерные  котловины,  занятые  солон¬
чаками,  в  Убсунурской  впадине  огромные  пространства  занима¬
ют  плоские  равнины  древнего  днища  озера  Убсу-Нур.  Весь  гео-
 180

морфологический  ландшафт  Южной  Тувы  близок  ландшафтам
МНР.  Область  разделена  на  пять  районов.
 Область  Северотувинская.  С  севера  над  Тувинской  впадиной
поднимается  хребет  акад.  Обручева,  широкий  и  довольно  высо¬
кий  (до  2800  м).  По  ширине,  высоте  и  генетическим  особенностям
рельефа  хребет  напоминает  Западный  Саян.  Для  него  также
характерны  одновысотность  хребтов,  наличие  уплощенных  вер¬
шинных  поверхностей,  небольшие  участки  с  ледниковым  релье¬
фом,  преобладание  низкогорного  и  среднегорного  эрозионного
рельфа.  На  запад,  за  Енисей,  он  продолжается  нешироким  Уюк-
ским  хребтом,  разделяющим  Улуг-Хемскую  и  Туранскую  котло¬
вины.  На  востоке  хребет  акад.  Обручева  примыкает  к  Восточно-
тувинскому  нагорью,  где  основные  орографические  линии  вместо
широтного  имеют  меридиональное  простирание.  Высоты  хребтов
такие  же,  как  и  хребта  акад.  Обручева,  и  лишь  в  пределах  МНР
они  более  3000  м.  Северную  часть  области  занимает  Тоджинская
впадина.  Наиболее  пониженная  (820—850  м)  часть  ее  днища  —
пойма  Большого  Енисея  (Бей-Хем),  отметки  большей  части  дни¬
ща  около  1000  м.  Небольшие  горные  массивы  —  неогеновые  щито¬
вые  вулканы  с  насаженными  на  их  поверхность  вулканическими
аппаратами  центрального  типа  —  поднимаются  на  200—500  м
и  даже  700  м  над  дном  впадины.  В  восточной  части  впадины
рельеф  несет  следы  воздействия  ледника.  Им,  в  частности,  остав¬
лены  морены,  подпруживающие  озера  длиной  в  несколько  десят¬
ков  километров.  В  западную  половину  впадины'  протягиваются
долинные  зандры.  Вторая  внутригорная  впадина  Северной  Тувы  —
Туранская  —  значительно  меньше  по  размерам.  Ее  днище  сложено
озерными  отложениями.  Различия  рельефа  позволяют  выделить
в  пределах  области  четыре  геоморфологических  района  (табл.  27).
 Таблица  27.  Области  и  районы  геоморфологической  провинции  Западного
Саяна  и  Тувы.—  III.
 Область
 Район
 Преобладающие  типы
рельефа
 Преоблад
 н
 о
 ч
 О  S>
 VO  л
СЗ  К
 .ающие  выс(
 1  О)
 s  3
о  х
 2  л
К  ч
Н  О)
 о  н
 )ТЫ,  м
 О)
 '  2
S  к
 о  X)
 ы  ч
 «3  03
 £  S
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Запад¬
ный  Саян.
—  Ill  Л
 Западный.—
II  1.1.1
 Среднегорный
эрозионный,  места¬
ми  ледниковый
 2300
 800
 2930
 Восточный  —
II  1.1.2
 Среднегорный
 эрозионный
 2100
 600
 2456
 Алашск'ий.—
II  1.1.3
 Глубоко  расчле¬
ненное  плато
 2600
 600
 3127
 Мангулен-
ский.—  II  1.1.4
 Ледниковый
и  сред  него,рный
 3000
 1000  |  3487
 181

Продолжение  табл.  27
 1
 2
 1
 3
 4
 5
 6
 Ю  ж  ноту¬
винская.—
III.2
 Хребет  Тан-
ну-Ола.—  III.2  Л
 Низкогорный
и  среднегорный
 2300
 700
 3350
 Нагорье  Сан-
гилен.—  111.2.2
 Среднегорный
 3000
 700
 3350
 Хребет  Ца-
га'НнШибету.—
III.2.3
 Средиего.рный,
участками  альпий¬
ский
 3000
 700
 3350
 Тувинская
впадина.—
III.2.4
 Равнина  с  ост¬
ровными  горами
Аккумулятивная
равнина,  мелко¬
горья
 700
 50
 510
 Убсу-Нурская
впадина  .—III.2.5
 Равнина  с  ост¬
ров  ным'И  горами
 900
 20
 760
 Сев  ер  о  ту¬
винская.—
IIL3
 Хребет  акад.
Обручева.—
 111.3.1
 Сред  не  горный,
низкогорный,  ме¬
стами  ледниковый
 2200—
 2400
 500—600
 289-
 2895
 Уюкский.—
111.3.2
 Низкогорный
и  среднегорный
 2000—
2200
 600—700
 Тураиская
впадина.—
111.3.3
 Аккумулятив¬
ный  —  озерно-реч¬
ной
 Денудационный
рельеф  подножий
гор
 850
 50—200
 800
 Тоджинская
впадина.—
111.3.4
 Денудационный
рельеф  подножий
гор
 1000
 50—400
 850
 Провинция  Восточный  Саян
 По  площади  Восточный  Саян  превосходит  все  другие  горные
сооружения  Южной  Сибири,  лежащие  западнее  Байкала.  Длина
его  1100  км.  По  высоте  он  уступает  Алтаю.  Наибольшие  высоты
его  (3460  м)  находятся  в  массиве  Мунку-Сардык.  Восточный
Саян  -сложен  древними  метаморфическими  породами  —  сланца¬
ми,  кварцитами,  мраморами  и  древними  гранитами.  Структуры
 182

Восточного  Саяна,  сформированные  в  протерозое  и  раннем  палео¬
зое,  неоднократно  обновлялись.  Горный  рельеф  на  территории  не
раз  восстанавливался  тектоническими  движениями  после  этапов
выравнивания.  Об  этом  свидетельствуют  конгломераты  и  песча¬
ники  перми  и  юры  на  Среднесибирском  плоскогорье,  образовав¬
шиеся  за  счет  разрушения  гор  Восточного  Саяна  и  Прибайкалья.
 Как  неоген-четвертичная  структура  Восточный  Саян  представ¬
ляет  собой  весьма  пологий  свод,  раздробленный  разломами.  По
разломам  одни  блоки  высоко  приподняты,  другие  отстали
в  поднятии  и  выступают  в  рельефе  как  менее  расчлененные
плоскогорные  участки  с  хорошо  сохранившимися  фаргментами  по¬
верхностей  выравнивания  домиоценовой  почти-равнины.  Местами
на  плоских  белогорьях  уцелели  аллювиальные  отложения.  На
Канском  белогорье  из  россыпей  древней  поверхности  выравнива¬
ния  добывалось  золото.  Коры  выветривания,  озерные  и  аллю¬
виальные  отложения  отличаются  тонким  механическим  составом.
Местами  под  неогеновыми  платобазальтами  в  корах  выветрива¬
ния  обнаруживаются  бокситы.
 Климат  Восточного  Саяна  заметно  меняется  с  запада  на  вос¬
ток.  Поэтому  и  снеговая  граница  лежит  (и  лежала)  на  западе
намного  ниже,  чем  на  востоке.  В  современную  эпоху,  несмотря  на
то  что  на  западе  высоты  Восточного  Саяна  меньше  (3000  м),  а  на
востоке  больше  (3400  м),  размеры  современного  и  древнего  оле¬
денений  их  близки.  В  том  же  направлении  меняются  слой  стока
и  интенсивность  эрозии,  влажность  грунтов  и  интенсивность  скло¬
новой  денудации.  Заметную  роль  в  формировании  рельефа  Вос¬
точного  Саяна  сыграл  неоген-четвертичный  вулканизм.  Некото¬
рые  вулканические  формы  почти  не  затронуты  денудацией.  Ба¬
зальты  местами  прослаивают  морены.  Восточный'Саян  делится  на
три  геоморфологические  области.
 Область  Юго-Восточная.  Для  юго-восточной  части  Восточного
Саяна  характерно  наибольшее  поднятие.  Над  его  средним  уров¬
нем  на  километр,  а  местами  и  больше,  возвышаются  обособлен¬
ные  горные  хребты-блоки.  Хребты  Тункинский,  Китойский  и  Мун-
ку-Сардык  еще  до  оледенения  были  глубоко  расчленены  эрозией,
и  в  настоящее  время  рельеф  их  альпийский.  Современное  оледе¬
нение  установлено  только  в  хребте  Мунку-Сардык  и  в  южной
части  хребта  Большой  Саян.  Между  хребтами  Китойским  и  Кро¬
поткина  расположено  высокое  Окинское  плоскогорье.
 После  понижения  в  верховьях  рек  Ии  и  Додота  высоты  вновь
увеличиваются.  В  общем  направлении  со  всем  горным  сооруже¬
нием  (северо-западном)  здесь  тянутся  два  хребта  высотой  до
2900  м  с  ледниковым  рельефом.  Хребты  Удинский,  Джуглымский,
Крыжина  (Казыр-Кизирский),  Канское  Белогорье  также  отлича¬
ются  горным  альпийским  рельефом.  На  Канском  Белогорье  име¬
ются  и  участки  с  платообразным  рельефом.  У  подножья  Джуг-
лымского  хребта  лежит  высокое  Джуглым-Бирюсинское  плато
(1800—2200  м).  Область  делится  на  .шесть  геоморфологических
районов.
 183

Таблица  28.  Области  и  районы  геоморфологической  провинции  Восточного
Саяна.—  IV.
 Преобладающие  высоты,  м
 Область
 Район
 Преобладающие  типы
ре’льефа
 абсолют¬
 ные
 относи¬
 тельные
 макси¬
 мальные
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Юго-Во¬
сточная.—
IV.1
 Китойско-
Тункинский.—
IV.1.1
 Высокогорный
 (альпийский)
 2800
 1300
 3460
 Большой
Саян.—  IV.  1.2
 Высокогорный
 (альпийский)
 2700
 1000
 3126
 Кропоткин¬
ский.—  IV.1.3
 Высокогорный
и  среднегорный
 2800
 1000
 3114
 Удинско-
Джуглымский.
—  IV.1.4
 Высокогорный
и  среднегорный
с  участками  плато
 2300
 800
 2924
 Казыр-Кизир-
ский.—  IV.  1.5
 Высокогорный
и  среднегорный
с  участками  плато
 2300
 900
 2922
 Ок  янский.—■
IV.1.6
 Плоскогорный
и  среднегорный
 1300
 500
 2400
 Северо-
Западная.
—  IV.2
 Манский.—
IV.2.1
 Платообразный,
 низкогорный
 650
 200
 1877
 Приенисей-
1СКИЙ  —  IV.2.2
 Низкогорный
 600
 400
 1282
 Можарский.—
IV.2.3
 Низкогорный
со  следами  оледе¬
нений
 1000
 500
 1701
 Северо-
Восточная.
—  IV.3
 Иркут-Удин-
ский  (окраин¬
ный).—  IV.3.1
 Низкогорный
и  среднегорный
 1300
 500
 1573
 Передового
хребта.—■
 IV.3.2
 Среднегорный
 2000
 1000
 2509
 Бирюсинское
плато.—  IV.3.3
 Плато  и  низко¬
горный
 800
 350
 1393
 184

Северо-Западная  область.  Северо-западная  оконечность  Саяна
(западней  Канского  Белогорья)  имеет  совершенно  иное  геомор¬
фологическое  строение.  Неоген-четвертичные  поднятия  здесь-
меньше,  эрозионный  рельеф  мягких  очертаний,  ледниковые  формы
рельефа  редки.  Зато  хорошо  сохранились  в  вершинных  частях
междуречий  плоские  слабонаклоненные  вершинные  поверхности,,
плавно  изменяющие  свою  высоту.  На  западе  хребты  невысоки.
Так,  высоты  Солгонского  кряжа  600—700  м,  а  прилегающей
с  севера  равнины  —  около  300  м.  Ближе  к  центральной  (Юго-Вос¬
точной)  области  Восточного  Саяна  высота  платообразных  вер¬
шинных  поверхностей  хребтов  увеличивается  до  1600  м.
 Близ  границы  с  Минусинской  котловиной  расположена  группа
крупных  озер  —  Можарских.  В  этом  районе  в  замкнутых  и  полу¬
замкнутых  понижениях  залегают  площадные  коры  выветривания,,
частично  перекрытые  озерными,  пролювиальными  и  аллювиаль¬
ными  отложениями.  В  области  выделено  три  геоморфологических
района.
 Северо-Восточная  область.  Северо-восточная  периферия  Вос¬
точного  Саяна  крутым  уступом  поднимается  над  Среднесибир¬
ским  плоскогорьем.  За  уступом  в  глубь  горной  системы  на  всем
протяжении  от  р.  Иркут  до  р.  Уды  высоты  на  протяжении
30—40  км  увеличиваются  медленно.  Далее  следует  второй  уступ,,
где  высоты  возрастают  резко.  Здесь  параллельно  краю  горной
системы  на  протяжении  350  км  тянется  Передовой  хребет,  проре¬
заемый  реками,  берущими  начало  в  глубине  Восточного  Саяна..
Отдельные  звенья  Передового  хребта  получили  собственные  на¬
звания:  Булгутуйский,  Шитский,  Шеле  и  др.  В  бассейне  Бирюсьг
располагается  невысокое  плато,  постепенно  увеличивающее  свою
высоту  к  югу.  Вершинные  поверхности  его  представляют  остатки
древней  почти-рав'нины.  Местами  древний  рельеф  перекрыт  по¬
кровами  базальтов.  Область  состоит  из  трех  районов  (табл.  28).
 Провинция  Байкало-Патомское  нагорье
 Байкало-Патомское  нагорье  расположено  между  Среднесибир¬
ским  плоскогорьем  и  системой  высоких  хребтов  и  впадин,  обра¬
зующих  Байкальскую  горную  систему,  которую  В.  А.  Обручев
называл  Становым  хребтом.  Для  провинции  характерен  средне¬
горный  рельеф,  умеренное  поднятие  и  слабая  дифференциация  но¬
вейших  движений.  Ее  фундаментом  являются  складчатые  струк¬
туры  байкалид.
 Главное  отличие  Байкало-Патомского  нагорья  от  соседнего'
Байкальского  нагорья  —  меньшие  высоты  горных  хребтов  и  не¬
сравнимо  меньшие  масштабы  прогибания  впадин.  Здесь  нет  не
только  впадин  байкальского  типа,  но  и  таких  впадин,  как  в  За¬
байкалье  или  на  Алтае.
 По  характеру  рельефа  Байкало-Патомское  нагорье  разделяет¬
ся  на  три  геоморфологические  области.
 185-

Область  Сынныр-Лонгдорская.  Сынныр-Лонгдорское  средне¬
горье  примыкает  к  высоким  линейно-вытянутым  хребтам  Бай¬
кальской  горной  системы.  Многочисленные  горные  хребты  и  мас¬
сивы  или  непосредственно  сочленяются  с  высокими  хребтами
Байкальской  горной  системы,  или  отделяются  от  них  короткими
тектоническими  понижениями.  Высоты  хребтов  постоянно  превы¬
шают  1700  м.  Наиболее  высокие  хребты  обладают  альпинотип-
ным  рельефом.  Понижения  между  хребтами  имеют  низкогорный
рельеф.  Вблизи  долины  Витима  и  в  бассейне  Мамакана  абсолют¬
ные  высоты  меньше.  Однако  расчленение  густое  и  глубокое.  На
севере  области  в  бассейнах  левых  притоков  Чары  и  правых  при¬
токов  Жуй  высоты  хребтов  и  массивов  вновь  увеличиваются
и  достигают  почти  2000  м,  однако  альпийский  рельеф  занимает
небольшую  площадь.
 В  области  выделяются  три  района.
 Область  Чая-Жуинская.  Чая-Жуинская  депрессия  не  отлича¬
ется  глубиной.  Это  относительно  пониженный  участок  нагорья,
в  меньшей  степени  расчлененный  эрозией  и  почти  без  леднико¬
вых4  форм.  Краевое  поднятие  всего  на  200—400  м  .  поднимается
над  депрессией.  На  дне  депрессии  хорошо  сохранились  древние
поверхности  выравнивания.  Выровненные  вершинные  поверхности
занимают  около  15%.  На  них  отмечаются  скопления  экзотиче¬
ского  материала,  в  том  числе  и  крупных  валунов.  Многие  иссле¬
дователи  (В.  А.  Обручев,  В.  Г.  Лебедев,  Ю.  П.  Казакевич,
Е.  Я.  Синюгина)  считают  их  ледниковыми.  А.  Г.  Золотарев  пред¬
полагает,  что  они  занесены  речным  льдом.  Некоторые  исследова¬
тели  (А.  К.  Мейстер  и  др.)  рассматривают  экзотический  матери¬
ал  как  остатки  некогда  мощных  толщ  юрских  конгломератов.
В  настоящее  время  эрозия  рек  сильно  расчленила  днище
депрессии.
 В  пределах  области  выделяются  два  района.
 Область  Чуйско-Патомская.  Это  область  краевого  поднятия,
вытянутая  вдоль  границы  с  Лено-Ангарским  и  Лено-Алданским
плато.  Краевое  поднятие  обрывается  крутым  уступом  к  платфор¬
менным  равнинам  Среднесибирского  плоскогорья.  Особенно  ре¬
зок  и  высок  (около  1000  м)  уступ  в  южной  части,  от  р.  Окунайки
до  гольца  Окунь.  Уступ  совпадает  со  структурной  линией,  вдоль
которой  кристаллические  сланцы  докембрия,  слагающие  Бай-
кало-Патомское  нагорье,  надвинуты  на  осадочные  породы  плат¬
формы.  Превосходно  выраженный  уступ  точно  соответствует  тек¬
тонической  структуре,  служит  примером  отсутствия  «попятного»
отступания  крутых  уступов.  Погребенные  части  краевого  подня¬
тия  отличаются  горно-ледниковым,  резкорасчлененным  рельефом.
На  прилегающих  участках  плоскогорья  хорошо  сохранились  дуги
конечных  морен.
 Севернее  гольца  Окунь  высота  краевого  поднятия  и  уступа,
ограничивающего  его  с  северо-запада,  заметно  уменьшается.
Преобладает  эрозионный  низкогорный  или  среднегорный  рельеф.
В  области  выделяются  три  района  (табл.  29).
 186

Таблица  2'9.  Области  и  районы  Байкало-Патомской  геоморфологической
провинции.—  V
 Область
 Район
 Преобладающие  типы
рельефа
 Преобла;
 н
 о
 О  QJ
 о
 с
 ОТНОСИ-  S
 тельные  ^
2
о
 оты,  м
 О)
 1  3
 S  X
о  л
X  Ч
со  со
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Сынныр-
Л-онгдор-
ская.—  V.1
 Сыннырский.
-  V.1.1
 Горноледни¬
ковый  и  оред-
негорный
 2200
 800
 2578
 Витим-Мама-
канский.—  V.  1.2
 Среднегарный
 И  НИЗКОГО'рНЫЙ
 1400
 600
 1886
 Лонгдорский.
—  1Г  .1.3
 Среднего'рный
с  участками
гарного  ледни¬
кового
 1600
 600
 2200
 Чая-Жу-
инская.—.
V.2
 Чая.-Момский.
—  1/.2.1
 Среднегорный
с  участками
плато
 1300
 500
 1732
 Жуинский.—
V.2.2
 Низкогорный,
с  участками
плато
 1000
 300
 1375
 Чуйско-
Патомская.
-  V.3
 Акитканекий.
—  11.3.1
 Среднегарный
 эрозионный
 1500
 700
 1767
 Чуйский.—
V.3.2
 НИЗКОГО'рНЫЙ
 900
 400
 1242
 Патомский.—
V.3.3
 Среднегарный
и  низкогарный
 300
 500
 1702
 Провинция  Байкальская  горная  система
(Прибайкалье)
 Как  в  структурном,  так  и  в  геоморфологическом  отношении1
Байкальская  горная  система  неповторима.  Дно  впадин  находится
на  1150—1100  м  ниже  уровня  океана,  а  вершины  хребтов  —  на
2500—3000  м  выше.  Следовательно,  размах  высот  поверхности
земли  превышает  4000  м.  При  этом  на  дне  южной  и  средней  впа¬
дин  Байкала  накопились  осадки  мощностью  до  7000  м.  В  Баргу-
зинской  и  Тункинской  впадине  мощность  неоген-четвертичных
отложений  до  3  тыс.  м.  Некоторые  исследователи  (Н.  А.  Логачев,.
1974  и  др.)  считают,  что  «впадинообразование  было  и  остается
ведущим  процессом  развития  структуры  и  рельефа  нагорья
 187

в  течение  кайнозоя».  Н.  А.  Логачев  рассматривает  Прибайкалье  —
Байкальскую  горную  систему  —  как  рифтовую  зону  и  связывает
тектонические  движения  в  основном  с  явлениями  растяжения
(в  коре  и  верхней  мантии).  Однако  в  Прибайкалье  есть  не  только
впадины,  но  и  относительно  высокие  (2500—3000  м)  горные  хреб¬
ты.  Они  занимают  в  пределах  Прибайкалья  более  70%  площади,
и  только  30%  площади  приходится  на  впадины.  Не  в  пользу  рас¬
тяжения  говорят  и  поперечные  профили  через  горную  страну,  на
которых  видно  смятие  молодых  осадков,  а  также  падение  плоско¬
стей  надвигов  кристаллических  пород  на  юру  в  сторону  от  осевой
части  Прибайкальской  горной  геоморфологической  провинции.
Особенно  существен  для  понимания  структуры  провинции  тот
факт,  что  огромные  контрасты  в  высоте  залегания  донеогеновой
поверхности  (до  10  км)  много  меньше,  чем  ширина  хребтов
и  впадин  (в  среднем  100  и  50  км).
 Мощность  земной  коры  в  Прибайкалье  50—60  км.  Основные
структуры  Прибайкалья  —  байкалиды  —  сформировались  в  конце
протерозоя  —  начале  палеозоя.  Толщи  разнообразных  кристалли¬
ческих  сланцев,  гнейсов,  мраморов,  кварцитов  устойчивы  в  отно¬
шении  выветривания,  равно  как  и  синхронные  складчатости  маг¬
матические  породы  преимущественно  гранитного  ряда.
 Судя  по  наличию  пермских  и  триасовых  грубообломочных
отложений  на  платформенных  равнинах  к  западу  и  северо-запа-
ду,  в  перми  и  триасе  на  месте  Байкальской  горной  системы  суще¬
ствовал  горный  рельеф.  После  длительного  перерыва  (60  млн.
лет)  вынос  грубого  материала  в  пределы  Среднесибирского  плос¬
когорья  возобновился  в  средней  юре.  Крупные  валуны  (до  1  ш6)
отмечены  даже  в  бассейне  Чадобца,  в  700  км  к  северо-западу  от
места  их  коренных  выходов.  Чем  ближе  к  горам,  тем  больше
скоплений  валунов  (среднеюрские  конгломераты),  тем  крупнее
валуны.  Это  послужило  основанием  (Е.  В.  Павловский,  Н.  В.  Фро¬
лова,  1955)  для  предположения  мощного  оледенения  в  юре  горных
сооружений  Прибайкалья,  развивавшегося  в  довольно  теплом
климате  на  прилегающих  равнинах.
 После  длительного  выравнивания  горный  рельеф  был  возрож¬
ден  в  неогене.  В  настоящее  время  в  Прибайкалье  ледники  имеют¬
ся  только  в  Кодарском  хребте.  В  плейстоцене  оледенение  было
весьма  значительным.  Долинные  ледники  спускались  во  впадины
(например,  по  рекам  Переемной  и  Выдриной  морены  с  Хамар-
Дабана  выдвинуты  к  берегу  озера).  Однако  на  хребтах,  не  пре¬
вышающих  1800  м,  следов  оледенения  нет.  Для  них  характерен
эрозионный  рельеф.  На  дне  впадин  рельеф  аккумулятивный,  по
бортам  сохранились  многочисленные  озерные  террасы.  Во  внут¬
ренних  частях  впадин  Байкала,  а  в  прошлом  в  средних  частях
Туикинской,  Баргузинской,  Верхнеангарской  и  других  впадин
отлагались  алевролитовые  и  пелитовые  илы.  Галечники  и  пески
отлагались  лишь  в  узкой  прибрежной  зоне.  В  Байкальской
горной  системе  '  выделяются  три  геоморфологические  об¬
ласти.
 188

Южнобайкальская  область.  В  южной  части  Байкальская  гор¬
ная  страна  имеет  наименьшую  ширину  и  максимальную  контраст¬
ность  высотного  положения  поверхности  кристаллического  фунда¬
мента,  обусловленную  интенсивностью  новейших  тектонических
движений.  Хребты  поднимаются  выше  2300  м,  дно  Байкала  лежит
на  1166  м  ниже  уровня  моря,  а  коренное  ложе  кайнозойских
отложений  опущено  на  5000—6000  м  ниже  уровня  моря.  Ампли¬
туда  современной  высоты  поверхности  древних  пород  превышает
9000  м,  в  то  время  как  в  начале  олигоцена  она  не  достигала
и  1000  м.  Огромная  дельта  Селенги  разделяет  глубоководную
часть  Байкала  на  Южную  и  Среднюю  впадины.  Дно  впадин  гори¬
зонтальное  и  широкое,  склоны  крутые,  по  северо-западному  об¬
рамлению  озера  местами  наблюдаются  почти  отвесные  обрывы.
Южный  и  юго-восточный  склоны  отлогие.  Наклон  поверхности
земли  меньше  или  такой  же,  как  и  у  слоев  неогеновых  пород,
залегающих  у  подошвы  хребтов  Хамар-Дабан  и  Улан-Бургасы.
Постепенно  погружается  и  цоколь  коренных  пород,  лежащих
в  их  основании.
 Тункинская  впадина  в  2  раза  уже  Южнобайкальской  и  раз¬
делена  перемычками  на  пять  котловин.  В  Тункинской  впадине
имеются  плейстоценовые  и  неогеновые  базальты.  Наиболее  древ¬
ние  из  них  скрыты  в  толщах  рыхлых  кайнозойских  отложений.
Впадины  с  одной  стороны  окаймлены  древними  террасами,  на
которых  местами  лежат  морены.  Область  делится  на  восемь  рай¬
онов.
 Северобайкальская  область.  В  ее  пределах  —  Байкальская  гор¬
ная  система  (зона  Байкальского  рифта)  существенно  расширяет¬
ся.  Вместо  одной  наблюдаются  две  цепочки  впадин.  Горные  хреб¬
ты  в  Северобайкальской  области  имеют  большую  высоту,  чем
хребты,  обрамляющие  впадины  южнее.  Вместе  с  тем  впадины
значительно  менее  глубоки,  чем  Средне-  и  Южнобайкальская,
и  толщи  рыхлых  неоген-четвертичных  осадков  в  них  меньше.
 Большая  высота  хребтов  предопределяет  широкое  распростра¬
нение  альпийского  рельефа.  Особенно  низко  древняя  снеговая
граница  спускалась  на  склонах  Байкальского  хребта,  первым
встречающего  подходящие  с  запада  влажные  воздушные  массы.
Ледники  Баргузинского  хребта  спускались  к  Байкалу.  Несколько
выше  (1500—1600  м)  располагалась  снеговая  граница  в  Верхне¬
ангарском  и  Икатском  хребтах.  Больше  половины  площади  обла¬
дает  среднегорным  рельефом.  Сравнительно  плохо  сохранились
древние  поверхности  выравнивания.
 Днища  Верхнеангарской  и  Баргузинской  впадин  имеют  слабо-
расчлененный  равнинный  рельеф.  Ближе  к  бортам  располагаются
террасы  —древние  днища  впадин.  Самая  крупная  Северобайкаль¬
ская  впадина.  Ее  глубина  1000  м,  дно  плоское,  горизонтальное,
перекрытое  двух-,  а  то  и  трехкилометровой  толщей  рыхлых  осад¬
ков.  Склоны  местами  обрывистые,  но  иногда  крутизна  их  меньше
30°,  и  на  таких  участках  сохранились  древние  террасы.  В  области
выделяются  семь  геоморфологических  районов.
 189

Витимо-Чарская  область.  Она  расположена  на  северо-восточ¬
ном  замыкании  Байкальской  горной  системы.  Мощность  рыхлых
отложений  во  впадинах  не  превышает  1000  м,  а  коренное  осно¬
вание  опущено  лишь  немного  ниже  уровня  моря.
 Ширина,  длина  и  высота  горных  хребтов  Витимо-Чарской  об¬
ласти  примерно  такая  же,  как  и  в  Северобайкальской,  но  ширина
горной  системы  меньше  150  км.  Своеобразное  Олекмо-Чарское
плато  замыкает  по  периклинали  всю  горную  систему.
 Многие  особенности  рельефа  Витимо-Чарской  геоморфологи¬
ческой  области  определены  в  значительной  мере  значительными
высотами  и  северным  положением  в  горных  хребтах  и'  древним
оледенением,  носившим  горно-долинный  характер.  Небольшое  оле¬
денение  имеется  и  в  настоящее  время  в  Кодарском  хребте,  дос¬
тигающем  3000  м  высоты.  Все  же  в  пределах  области  преоблада¬
ет  эрозионный  рельеф,  то  резко  расчлененный,  с  узкими  зубчатыми
 Таблица  30.  Области  и  районы  геоморфологической  провинции  Байкальская
горная  система.—VI
 Преобладающие  типы
рельефа
 Преобладающие
высоты,  м
 Область
 Район
 абсолют¬
 ные
 относи¬
 тельные
 макси¬
 мальные
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Южно-
байкаль¬
ская.—
VIA
 Южнобайкаль¬
ский.—  VIА  А
 Равнинный
 —900
 10
 500
 Среднебайкаль¬
ский.—'VI  А.2
 Равнинный
 —1200
 10
 1276
 Тункинский.—
VIA.3
 Равнина  с  участка¬
ми  вулканического
рельефа
 800
 70
 1200
 Селенгинский.—
VIAA
 Равнинный
 500
 10
 670
 Хамар-Дабан-
ский.—  1ПА.5
 Альпийский  и  сред¬
негорный
 2000
 1000
 2700
 Улан-Бургасин-
ский.—  VI  А.6
 Среднегорный  и  низ-
когорный
 1400
 500
 2049
 Ольхонский.—
VI  А.7
 ТТлатообразный
 1100
 300
 1276
 Приморский.—
VI  А.8
 Низкогорный
 1400
 500
 2049
 190

Продолжение  табл.  30
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Северо-
байкаль-
ская.—
VI.2
 'Северобайкаль¬
ская  впадина.—
VI.2.1
 Равнинный,  аккуму¬
лятивный
 700
 10
 600—
 700
 Баргузинская
впадина.—  VI.2.2
 Равнинный,  аккуму¬
лятивный  и  денудаци¬
онный
 600
 50
 1013
 Верхнеангарская
впадина.—  VI.2.3
 Равнинный,  аккуму¬
лятивный  и  денудаци¬
онный
 600
 50
 780
 Баргузинский.—
VI.2.4
 Ледниковый  и  сред¬
негорный
 2000
 1000
 2840
 Байкальский.—
VI.2.5
 Ледниковый  и  сред¬
негорный
 1800
 900
 2572
 Верхнеангарский.
—  VI.2.6
 Ледниковый  и  сред¬
негорный
 2000
 900
 2572
 Икатский  —-
VI.2.7
 Ледниковый  и  сред¬
негорный
 2000
 700
 2612
 Витимо-
Чарская.—
VI.3
 Муйский.—
VI.3.1
 Аккумулятивно-де¬
 нудационный
 600
 100
 1000
 Чарский.—
VI.3.2
 Аккумулятивно-де¬
 нудационный
 700
 200
 1200
 Делюн-Уран-
ский.—  1П.3.3
 Среднегорный  с  уча¬
стками  ледникового
 1800
 800
 2331
 Северомуйский.
—  VI.3.4
 Ледниковый  и  сред¬
негорный
 2000
 900
 2437
 Южномуйский.
—  1П.3.5
 Ледниковый  и  сред¬
негорный
 2100
 1000
 2701
 Код  а  реки  й.—
1П.3.6
 Ледниковый,  места¬
ми  среднегорный
 2100
 1100
 3000
 Удоканский.—
VI.3.7
 Среднегорный  и  лед¬
никовый
 2000
 700
 2515
 Олекмо-Чарский.
—  1П.3.8
 'Плато  и  низкогор¬
ный
 700
 400
 1402
 .
 191

гребнями,  то  с  куполовидными  вершинами,  по  склонам  кото¬
рых  располагаются  гольцовые  террасы.  Во  многих  хребтах  в  при¬
водораздельных  частях  местами  уцелели  значительные  участки
древнего  выровненного  рельефа.  В  области  выделяется  восемь
геоморфологических  районов  (табл.  30).
 \
 Забайкальская  провинция
 По  площади  Забайкалье  намного  превосходит  любую  другую
провинцию  среди  гор  Южной  Сибири.  Рельеф  Забайкалья  разно¬
образен:  здесь  есть  и  гляциальный  рельеф,  и  вулканический,
и  денудационные  плато,  и  аккумулятивные  равнины.  Все  типы
рельефа  в  Забайкалье  имеют  специфический  облик.
 '  В  Забайкалье  восемь  геоморфологических  областей.  Почти
все  области  совпадают  в  границах  с  регионами,  выделенными
Д.  Б.  Базаровым,  И.  В.  Антощенко-Оленевым,  А.  С.  Ендрихин-
ским,  А.  И.  Сизиковым  и  Г.  Ф.  Уфимцевым  в  книге  «Нагорья
Прибайкалья  и  Забайкалья»  (1974).  Некоторые  дополнительные
выделы  сделаны  нами  только  для  территорий,  характеристики
которых  отсутствуют  в  указанной  книге.
 Выделенные  восемь  геоморфологических  областей  группиру¬
ются  в  три  подпровинции  —  Западное,  Центральное  и  Восточное
Забайкалье.  Деление  Забайкалья  на  три  части  было  обосновано
 Н. 	А.  Флоренсовым  еще  в  1948  г.
 ПОДПРОВИНЦИЯ  ЗАПАДНОЗАБАЙКАЛЬСКАЯ
 К  юго-востоку  от  Байкальской  горной  системы  с  ее  высокими
линейно-вытянутыми  хребтами,  с  глубокими  и  крупными
межгорными  впадинами  широкой  полосой  протягивается  тер¬
ритория  с  несколько  меньшими  абсолютными  высотами  и  отно¬
сительно  небольшой  дефференциацией  высот  в  ее  пределах.
Субстрат  также  различается  мало.  Для  всей  подпровинции
в  неогене  и  четвертичном  периоде  величина  общих  поднятий  была
довольно  значительной,  а  прогибание  впадин  небольшим.  Днища
впадин  Западного  Забайкалья  лежат  выше  уровня  моря.  В  оли¬
гоцене  и  неогене  в  бассейне  р.  Джиды  и  на  Витимском  плоско¬
горье  изливались  платобазальты  (андезиты),  потоки  лав  запол¬
няли  эрозионные  долины  и  формировались  вулканические  аппара¬
ты  центрального  типа.
 Ледниковым  рельефом  в  Западном  Забайкалье  обладают
лишь  самые  приподнятые  территории.  Аккумулятивный  рельеф
занимает  гораздо  большие  площади.  Сохранились  и  остатки  древ¬
них  денудационных  поверхностей.  Преобладает  эрозионный  низ¬
когорный  рельеф,  сформированный  в  ходе  врезания  рек  в  подни¬
мающиеся  горные  хребты.  Временами  углубление  долин  приос¬
танавливалось  и  происходило  их  заполнение.  Эрозионное  расчле¬
нение  неодинаково.  Наибольшей  величины  оно  достигает  на  меж¬
дуречье  Витима  и  Олекмы.
 192

Таблица  31.  Области  и  районы  геоморфологической  подпровинции
Западпозабайкальской.—  VII  (I)
 Преобладаю¬
щие  высоты,  м
 о
 а
 3
 О  O.II  петь
 Район
 Преобладающие  типы
рельефа
 абсолют¬
 ные
 относи¬
 тельные
 CQ
 О)
 S
 a
 л
 f  Я
 1
 2
 3
 4
 5
 Селеигин-
скаи  Дау-
рия.—
VII(I).l
 Удинский.—
У11(1)ЛЛ
 Низкогорный
 1200
 300
 1748
 Загатаский.—
VII  (I).1.2
 Низкогорный
 1000
 300
 1581
 Селенгинский.—
VII  (1)1.3
 Равнинный  и  низко-
горный
 700
 300
 1420
 Хилок-Арахлей-
ский.—  VI  1(1).  1.4
 Равнинный
 700
 200
 —
 Джидинский.—
VII(I).1.5
 Среднегорный  и  низ¬
когорный
 1400
 500
 2036
 Витим¬
ская  (плос¬
когорье)  .—
VI  1(1).2
 Баунтовский.—
VII  (I).2.1
 Равнинный  и  сопоч¬
ный
 1100
 200
 1630
 Амалатский.—
VII(I).2.2
 Равнинный  речной
аккумуляции
 1.050
 50
 1210
 Еравнинский.—
VII(I).2.3
 Равнинный  озерно-
речной  аккумуляции  .
 1000
 100
 1260
 Витимский.—
V  11(1).2.4
 Низкогорный  и  пла¬
тообразный
 1400
 400
 1753
 Сосновский.—
VII(I).2.5
 Плоскогорный
 1300
 300
 1511
 Ципинский.—
VI  1(1).2.6
 Плоскогорно-мелко¬
 горный
 1200
 400
 1494
 Калакан-
 НКЖЖИ'Н-
ская.—
VII(I).3
 Моклииский.—
VII  (I).3.1
 Низкогорный
и  среднегорный
 1100
 500
 1592
 Хребет  Янкан-
ский.—  VII(I).3.2
 Средиегорный  и  уча¬
стками  ледниковый
 1500
 600
 2019
 Нюкжи  некий.—
VII(I).3.3
 Среднегорный,  уча¬
стками  низкогорный
 1400
 500
 2004
 13  1400
 193

Западное  Забайкалье  делится  на  три  области.
 Область  Селенгинская  Даурия.  Для  Селенгинской  Даурии  ха¬
рактерно  преобладание  низкогорного  рельефа.  Пологосклонные,
с  широкими  днищами  пади,  пологовыпуклые  или  плоские  вершин¬
ные  поверхности  междуречий  свойственны  большинству  горных
хребтов.  Горные  хребты  своими  подошвами  как  бы  тонут  в  рых¬
лых  отложениях,  слагающих,  обширные  террасовидные  по¬
верхности.  Наибольшей  глубины  эрозионное  расчленение  до¬
стигало  в  среднем  плейстоцене  (Д.  Б.  Базаров  и  др.,  1974,
с.  189).  Область  подразделяется  на  пять  геоморфологических  рай¬
онов.
 Область  Витимская  (плоскогорье).  Она  занимает  обширное,
относительно  пониженное  пространство.  Сильной  дифференциа¬
ции  неоген-четвертичных  движений  здесь  не  наблюдается,  и  об¬
щее  поднятие  измеряется  в  среднем  менее  чем  тысячей  метров.
В  строении  плоскогорья  принимают  участие  главным  образом
древние  породы.  Структуры  Витимского  плоскогорья  в  основном
сформированы  в  кембрии.  С  конца  кембрия  до  триаса  шла  плана-
ция  рельефа.  В  мезозое  отмечается  активизация  тектонических
движений  и  магматизма.  Основные  элементы  рельефа  '  плоского¬
рья  —  широкие  плосковершинные,  пологосклонные  хребты  и  та¬
кие  же  пологосклонные  впадины  (блоковые  морфоструктуры,  по
Ендриховскому,  1968).  На  уплощенные  поверхности  хребтов  на¬
сажены  невысокие  сопочные  массивы,  иногда  довольно  резких
очертаний.  В  олигоцене  в  понижениях  откладывались  озерные
и  аллювиальные  отложения,  перекрывшие  каолиновую  кору  вы¬
ветривания.  Область  делится  на  шесть  районов.
 Область  Калакан-Нюкжинская.  К  северо-востоку  от  Витима
Витимское  плоскогорье  продолжается  средневысотной  горной
страной.  Плоскогорные  ландшафты  исчезают  сразу  за  Витимом.
Вершины  хребтов  поднимаются  несколько  выше,  чем  на  Витим¬
ском  плоскогорье,  а  долины  рек  Калара,  Калакана,  Нюкжи,
Олекмы  хорошо  разработаны.  Местами  встречаются  ледниковые
формы  рельефа.  Внутригорные  впадины  незначительны  по  разме¬
ру,  днища  их  прорезаны  эрозией.  Геологическое  строение  терри¬
тории  почти  такое  же,  как  и  Витимского  плоскогорья.  В  пределах
области  выделяются  три  района  (табл.  31).
 ПОДПРОВИНЦИЯ  ЦЕНТРАЛЬНОЗАБАЙКАЛЬСКАЯ
 Центральное  Забайкалье  несколько  приподнято  по  сравнению
с  Западным  и  Восточным.  Впадины  Центрального  Забайкалья
вытянуты  узкими  полосами.  Они  или  продолжают  друг  друга,
или  сочленяются  кулисообразно.  Во  многих  впадинах  еще  в  ме¬
зозое  накопились  Мощные  толщи  континентальных  отложений.
Борта  впадин  пологие,  но  по  зонам  разломов  иногда  древние  по¬
роды  надвинуты  на  юрские  отложения.  Ледниковых  форм  релье¬
фа  немного,  эрозионная  расчлененность  несколько  больше,  чем
в  других  частях  Забайкалья.
 194

Таблица  32.  Области  и  районы  Центральнозабайкальской
геоморфологической  подпровинции.—VII  (II)
 Преобладающие
высоты,  м
 Область
 Район
 Преобладающие  типы
рельефа
 абсолют¬
 ные
 относи¬
 тельные
 макси¬
 мальные
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Даурская.
—  Vil(ll)A
 Яблоновый.—
V11(11)Л  А
 Среднегорный  и  низ-
когорный
 1300
 500
 1736
 Асинский.—
VII(1I)A.2
 Среднегорный  и  низ-
когорный
 1400
 500
 2523
 Даурский.—
VII(il)A.3
 Среднегорный  и  низ¬
когорный
 1300
 500
 2499
 Чикойский.—
VII(II)AA
 Равнинный  (цепочка
впадин)
 800
 150
 1020
 У  н  д  у  р  ги  нск  ий.  —
VII(II)А.5
 Равнинный  (цепочка
впадин)
 700
 150
 940
 Дарасунский.—
Vll(II).1.6
 Низкогорлый
 1000
 400
 1310
 Олекмин-
ская.—
 VII  (II).2
 Каренгокий.—
VII(II).2  А
 Среднегорный  и  низ-
когорный
 1300
 500
 1702  ;
 Верхнеолекмии-
ский.—  VII  (II).2.2
 Среднегорный
 1450
 600
 1911
 Черомно-Джелту-
линский.—
VII(II).2.3
 Низкогарный  и  сред¬
негорный
 1200
 400
 1605
 Олекмо-Тунгир-
ский.-  VI  1(11).2А
 Низкогорный
 1000
 300
 1227
 Нерчинская  це¬
почка  впадин.—
VII(II).2.5
 Расчлененная  рав¬
нина
 700
 150
 1000
 Тунгирский.—
VII(II).2.6
 Расчлененная  рав¬
нина
 600
 100
 900
 195

В  геологическом  строении  Центрального  Забайкалья  сущест¬
венное  участие  принимают  отложения  и  магматические  комп¬
лексы  среднего  и  верхнего  палеозоя.  Основные  структуры  сфор¬
мировались  в  эпоху  гердинской  складчатости.
 Центральное  Забайкалье  делится  на  две  области.
 Область  Даурская  (Даурский  свод).  Даурское  нагорье  дости¬
гает  наибольших  высот  в  южной  части,  где  гольцы  поднимаются
выше  2500  м:  Сохондо  2499  м;  Быстринский  голец  2523  м.  Во
внутренней  части  пологого  сводообразного  поднятия  протягивается
цепочка  узких  впадин,  разобщенных  чуть  повышенными  седлови¬
нами.  С  северо-запада  вдоль  границы  с  Западным  Забайкальем
аналогичная  цепочка  впадин  тянется  вдоль  по  р.  Хилку.
 Хребты  гораздо  шире  впадин.  На  их  ровные  вершинные  по¬
верхности  «насажены»  сопочные  массивы.  Расчлененность  релье¬
фа  растет  вблизи  крупных  речных  долин.  В  наиболее  приподня¬
тых  частях  горных  хребтов  отмечаются  ледниковые  формы  релье¬
фа—  кары,  короткие  троги.  Хорошо  выражены  гольцовые  терра¬
сы.  Выделяется  шесть  геоморфологических  районов.
 Область  Олекминская.  Горные  хребты  северо-восточной  поло¬
вины  поднятий  Центрального  Забайкалья,  лежащие  в  бассейнах
Олекмы  и  Амазара,  имеют  высоту  1700—1900  м.  Ширина  их
40—80  км.  Эти  приподнятые,  местами  покоробленные  блоки,
разделяются  узкими  (10—15  км)  межгорными  впадинами.
 Ледниковый  рельеф  из-за  небольших  высот  ограничен  неболь¬
шими  участками.  Преобладает  среднегорный  рельеф  с  гольцовы¬
ми  группами  характерной  куполовидной  формы.  На  днищах  впа¬
дин  равнинный  рельеф,  сильно  расчлененный  эрозией..  В  области
выделяется  шесть  геоморфологических  районов  (табл.  32).
 ПОДПРОВИНЦИЯ  ВОСТОЧНОЗАБАЙКАЛЬСКАЯ
 Восточное  Забайкалье  принадлежит  к  зоне  мезозойской  склад¬
чатости.  Мощные  толщи  морских  юрских  отложений  сильно  дис¬
лоцированы,  метаморфированы  и  прорваны  интрузиями  гра¬
нитов.  Кроме  мезозойских  отложений  и  магматических  пород  на¬
блюдаются  и  более  древние.  Во  впадинах  широко  распространены
позднеюрские  —  раннемеловые  грубообломочные  отложения.  Сле¬
довательно,  в  позднем  мезозое  в  Восточном  Забайкалье  горы  дос¬
тигали  во  много  раз  большей  высоты,  чем  современные.  Продук¬
ты  их  разрушения  частично  остались  во  впадинах,  но  (как  всегда
в  горах),  большая  часть  осадков  была  вынесена  далеко  за  преде¬
лы  горной  системы.  В  позднемеловых  осадках  впадин  преоблада¬
ют  уже  алевриты,  глины  и  органогенные  осадки  —  угли.  Палео¬
геновые  отложения  играют  крайне  малую  роль  в  геологическом
строении.  Следовательно,  в  это  время  в  основном  происходило
удаление  материала  с  данной  территории.
 Обширные,  почти  плоские  или  пологоволнистые  поверхности,
ограниченные  снизу  ярусом  крутосклонного  расчлененного  релье¬
фа,  характерны  для  приводораздельных  частей  горных  хребтов.
 196

Иногда  на  широких  участках  выровненных  поверхностей  встреча¬
ются  остатки  площадных  кор  выветривания.  Подпровинция  вклю¬
чает  три  геоморфологические  области.
 Область  Шилкинско-Аргунская.  Она  расположена  в  между¬
речье  Шилки  и  Аргуни.  Невысокие  горные  хребты,  узкие  внутри-
горные  впадины  и  долины  крупных  рек  вытянуты  в  северо-восточ¬
ном  направлении.
 В  юго-восточной  части  области  распространены  мезозойские
эффузивы.  Раздробленность  территории,  несмотря  на  небольшие
абсолютные  высоты,  привела  к  глубокому  эрозионному  расчле¬
нению.
 Область  разделяется  на  три  района.
 Область  Онон-Борзинская.  С  юга  в  пределы  Восточного  За¬
байкалья  заходит  северная  окраина  обширной  денудационно-акку¬
мулятивной  равнины.  Цоколь  ее  сложен  смятыми  в  складки
палеозойскими  (местами  триасовыми)  отложениями,  прорванны¬
ми  интрузиями.  Отроги  горных  хребтов  и  массивов  поднимаются
среди  аккумулятивной  равнины.  Небольшие  горные  массивы
(хребты  Эрмана,  Аргунский,  периклинальные  окончания  Клич-
кинского  и  Нерчинского  хребтов)  отличаются,  несмотря  на  малые
высоты,  резко  контурным  низкогорным  или  сопочным  рельефом.
Много  островных  гор.  Их  пологие  пьедесталы  сложены  то  корен¬
ными,  то  рыхлыми  породами.  Мощность  рыхлых  отложений  обыч¬
но  меньше  200  м.  На  равнине  много  озер.  Самые  крупные  из  них
Зун  и  Барун  Торей.  Область  подразделяется  на  пять  районов.
 Область  Шилкинско-Ингодинская.  Это  узкая  полоса  местно¬
сти,  относительно  пониженная  с  преимущественно  низкогорным
рельефом,  местами  аккумулятивно-денудационная  равнина,  среди
которой  поднимаются  островные  сопочные  возвышенности,  места¬
ми  узкие  впадины  с  ровными  аккумулятивными  днищами.  Ха¬
рактерна  одновысотность  вершинных  поверхностей  хребтов.  В  об¬
ласти  выделяются  три  района  (табл.  33).
 Таблица  33.  Области  и  районы  Восточнозабайкальской  геоморфологической
подпровинции.—  VII.  (III)
 Область
 Район
 Преобладающие  типы
рельефа
 абсолют¬
ные  д
 "О
 м  /Т)
 обладаю
 $ЫСОТЫ,  1
1
 я  3
 о  X
о  Л
 5  4
 Н  <у
О  н
 макси-  ®
мальные
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Шилкин¬
ско-Аргун¬
ская.—1
V11(111)  Л
 ШилкинокочШах-
таминский.—
VII(III).1.1
 Низкогорный  с  уча¬
стками  среднегорья
 1000
 300
 1481
 Б  ор  щов-очн  ый.—
VI1(111).1.2
 Низкогорный  с  уча¬
стками  среднегорья
 1100
 350
 1501
 197

Продолжение  табл.  33
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Г  азимур-Урюмкан-
ский.-  VII(III).L3
 Низкогорный
 800
 300
 1477
 Онон-
Борзин-
ская.—
VII(III).2
 Онон-Торейский.
-  VII(III).2.1
 Волнистая  равнина
 550
 50
 720
 Агинский.—
VII(III).2.2
 Расчлененная  рав¬
нина
 600
 200
 Ононский.—
VII(III).2.3
 Сильнорасчлененная
 равнина
 700
 200
 Эрмановский.—
VI1(111).2.4
 Низкогорный
 800
 300
 1432
 КлИЧКИН'СКИЙ.—
 VII  (III).2.5
 Сопочный
 700
 200
 1140
 Шилкин-
скснИнго-
динская  —
VII(III).3
 Амазар-Ольдой-
ский  .—  VII(III).3A
 НИЗКОГО'РНЫЙ
 700
 300
 1058
 Нерчинско-Упрюм-
ский.—  VII(III).3.2
 Равнинный  и  сопоч¬
ный
 650
 200
 827
 Моготуйский.—
VII(III).3.3
 Низкогорный
 900
 300
 1140
 ГЛАВА  6.  ЗОНА  ДАЛЬНЕВОСТОЧНОГО  ГОРНОГО  ПОЯСА
 Дальневосточный  горный  пояс  расположен  вдоль  берегов  Азии.
Он  образует  восточный  край  материка.  От  пояса  островных  дуг
и  глубоководных  желобов  пояс  отделен  широкой  полосой  эпикон-
тинентальных  морей,  а  местами  и  глубоководными  впадинами.
В  структурном  отношении  это  пояс  мезозойской  складчатости
и  весьма  интенсивного  мел-палеогенового  вулканизма.  Магмато-
генные  структуры,  как  эффузивные,  так  и  интрузивные,  хорошо
выражены  в  рельефе  пояса.  Преобладает  гористый  рельеф,  одна¬
ко  больших  высот  и  глубоких  прогибов—депрессий,  заполненных
осадками,  здесь  нет.  Абсолютные  высоты  вершин  лишь  в  отдель¬
ных  случаях  превышают  3000  м.  Размах  неоген-четвертичных
тектонических  движений  не  превышает  4  тыс.  м,  а  обычно  значи¬
тельно  меньше.
 В  пределах  СССР  Дальневосточный  горный  пояс  разделяется
на  две  геоморфологические  страны:  горы  и  равнины  Северо-Вос-
тока  СССР  и  горы  и  низменности  Советского  Дальнего  Востока.
 198

СТРАНА  ГОР  И  НИЗМЕННОСТЕЙ  ДАЛЬНЕГО  ВОСТОКА
 Советский  Дальний  Восток  занимает  широкий  сектор  на  вос¬
точной  окраине  материка  Евразии.  Окраинное  положение  (спе¬
цифичные  структуры,  ритм  неоген-четвертичных  тектонических
движений  и  ландшафтные  особенности)  сказались  на  формиро¬
вании  его  рельефа.
 На  востоке  границей  страны  служит  уступ  шельфа  Тихого
океана,  на  севере  —  платформенные  равнины  Сибири.  На  западе
ист  четкой  границы,  ее  заменяет  широкая  переходная  полоса,  по
осевой  части  которой  протягивается  долина  р.  Олекмы.  Южная
граница  —  административная.  Тип  земной  коры  в  общих  чертах
постоянен,  но  мощность  коры  меняется  от  30  до  45  км.  Рельеф
поверхности  М-охо  —  усиленное  зеркальное  отражение  крупных
элементов  орографии  дневной  поверхности.
 Разделение  коры  на  крупные  и.  разнородные  блоки  нашло  от¬
ражение  в  режиме  тектонических  движений  в  эпоху  их  активиза¬
ции:  горные  сооружения  поднялись  на  500—2000  м,  обширные
депрессии  (Нижнеамурская  и  др.)  испытали  опускания.  Мощ¬
ность  -кайнозойских  отложений  в  депрессиях  500—2500  м  (Вар-
пав'ский,  1971),  значительная  доля  отложений  приходится  на
палеоген.
 Однако  мощность  кайнозойских  отложений  в  несколько  раз
меньше,  чем  мезозойских.  Так,  мощность  только  триасовых  оса¬
дочных  пород  в  бассейне  среднего  течения  р.  Деп  (по  В.  В.  Ши-
ханову)  более  10  км.  Следовательно,  тектоническая  подвижность
структур  Дальнего  Востока,  хотя  и  значительная  в  настоящее
время,  во  много  раз  меньше,  чем  в  мезозое.
 Только  в  поздней  юре  и  раннем  мелу  вулканизм  достигал  вы¬
сокой  степени  интенсивности  в  разных  частях  страны  (в  Стано¬
вом  нагорье,  в  Джугджуре,  в  Сихотэ-Алине,  на  хребте  Джагды
и  в  Буреинском  хребте).  Эффузивы  алданской  свиты  протягива¬
ются  полосой  от  границ  Забайкалья  до  Удского  и  Тугурского
заливов.  К  концу  мезозоя  магматизм  ослабел.  Следы  мощного  па¬
леогенового  вулканизма  отмечаются  в  прибрежной  полосе  Сихо¬
тэ-Алиня.  В  результате  магматические  породы,  особенно  эффу¬
зивные,  играют  в  строении  рельефа  Дальнего  Востока  по  сравне¬
нию  с  другими  территориями  материка  очень  большую  роль.
Слабее  проявил  себя  позднекайнозойский  —  неоген-раннеплейсто-
ценовый  вулканизм.  Базальты  этого  возраста  слагают  поверх¬
ность  обширных  плато  на  стыке  Сихотэ-Алиня,  Нижнеамурской
равнины  и  в  восточной  половине  Сихотэ-Алиня,  .кое-где  в  Амгунь-
Буреинской  горной  системе.
 В  современную  эпоху  на  юге  Дальнего  Востока  нет  проявлений
вулканизма.  Только  в  некоторых  районах  имеются  выходы  горя¬
чих  источников.
 Для  всего  Дальнего  Востока  характерна  относительно  высокая
интенсивность  физического  и  химического  выветривания.  Уто
обусловлено  контрастами  температур  и  влажности  от  зимы
 199

Рис.  10.  Геоморфологическая  страна  Горы  и  низменности  Дальнего  Востока.
 ДВ  —СТРАНА  ГОРЫ  И  НИЗМЕННОСТИ  ДАЛЬНЕГО  ВОСТОКА.  /  —  провинция  При¬
морская-,  1  —  область  Сихотэалинская;  районы  —  1.1  —  Коппи-Тумнинский,  1.2  —  Медвежье-
Высокинский,  1.3  —  Партизанский,  1.4  —  Южный  Прибрежный,  1.5  —  Восточный  Прибрежный,
 1.6 	—  Северный  Прибрежный,  1.7  —  Арсеиьевский,  1.8  —  Приамурский;  2  —  область  Хаикай-
ская;  районы—2.1  —  Ханкайский,  2.2  —  Хорольский,  2.3  —  Пограничный,  2.4  —  Бикино-Губе-
ровский,  2.5  —  Синий  Хребет,  2.6  —  Предсихотэалиньский,  2.7  —  Владивостокский;  3  —  область
Нижнеамурская;  районы  —  3.1  —  Бокторский,  3.2  —  Усть-Амурский,  3.3  —  Амгуньский,  3.4  —
Приохотский,  3.5  —  Эворон-Чукчагирский,  3.6  —  Удыль-Орельский,  3.7  —  Мухтельский;  4—  При-
сихотэалиньская  область;  подобласти  —  4(1)  —  Владивостокская,  4(2)  —  Тетюхинская,  4(3)  —
Татарского  пролива;  5  —  Шантарская  шельфово-островная  область;  II  —  провинция  Приамур¬
ская;  1  —  область  Среднеамурская;  районы  —  1.1  —  Болоньский,  1.2—Быджан-Тунгусский;
 1.3 	—  Западный  предгорный,  1.4  —  Восточный  предгорный,  1.5  —  Переяславский,  1.6  —  Ваидаи-
ский,  1J  —  Хехцирский,  1.8  —  Даурский,  1.9  —  Сутарско-Помпееский,  1.10  —  Курский;  2  —  об¬
ласть  Амгунь-Буреинская;  районы  —  2.1  —  Беджальский.  2.2  —  Буреинский,  2.3  —  Ямалиньский,
2.4  —  Верхнеселемджинский,  2.5  —  Туранский,  2.6  —  Верхнеамгуньский,  2.7  —  Малохинганский,
2.8  —  Тырмо-Яуринский,  2.9  —  Тырмииский,  2.10  —  Ниманский;  3  —  область  Амуро-Зейская;
районы  —  3.1  —  Зейско-Буреинский,  3.2  —  Белогорский,  3.3  —  Приамурский,  3.4  —  Амуро-Зей¬
ский,  3.5  —  Призейский,  3.6  —  Притуранский,  3.7  —  Селемджинский,  3.8  —  Деп-Мамынский,  3.9—
Партизанский,  3.10  —  Гонжинский;  4  —  область  Зейско-Удская;  районы  —  4.1  —  хребет  Туку-
рингра,  4.2  —  Джагдинский,  4.3  —  Тайканский,  4.4  —  Мынский,  4.5  —  Верхнезейский,  4.6  —
 200

к  лету,  высокими  летними  температурами  почво-грунтов,  пышной
растительностью.  В  элювии  изобилие  гуминовых  кислот.  Резкие
колебания  водности  рек  и  высокие  модули  среднегодового  стока
способствуют  активной  эрозии  водных  потоков.  Позднее  оттаива¬
ние  глубоких  горизонтов  грунтов,  большая  средняя  мощность
деятельного  слоя  и  постоянная  влажность  его  определяют  высо1
кую  интенсивность  склоновых  процессов.
 Интенсивность  водной  эрозии,  денудации  склонов  и  выветри¬
вания  обусловливает  достаточно  высокий  темп  общей  денудации
горных  поднятий.  Сдерживают  темп  денудации  средняя  незначи¬
тельная  высота  местности  над  уровнем  моря  и  днищами  долин,
множество  внутригорных  впадин  и  крупных  межгорных  депрес¬
сий,  служащих  «улавливающими  коллекторами»,  и  преобладание
денудационных  поверхностей,  в  пределах  которых  прочные  скаль¬
ные  породы  прикрыты  защитным  чехлом  эллювиально-склоновых
образований.  Темп  денудации  на  юге  Дальнего  Востока,  по
 О. 	Н.  Красулеву  и  Е.  И.  Чернобровкиной,  от  0,009  (р.  Зея
у  с.  М.  Сазанка)  до  0,015  мм/год  (р.  Бурея  у  с.  Каменка).  Это
очень  низкий  темп.  Однако  сами  авторы  этой  оценки  пишут,  что
«несомненно  приведенные  цифры,  характеризующие  сток,  заниже¬
ны).  А.  В.  Поздняков  считает,  что  темп  денудации  по  бассейну
Аргуни  равен  0,042  мм/год.  Примерно  те  же  цифры  получены  для
бассейнов  Зеи  и  Селемджи  по  материалам  «Гидрологических
ежегодников».
 В  плейстоцене  довольно  большое  значение  имела  ледниковая
денудация.  Карстовые  процессы  из-за  незначительного  распрост¬
ранения  карстующихся  пород  не  играют  существенной  роли.  Гео¬
морфологическая  страна  Дальний  Восток  состоит  из  трех  геомор¬
фологических  провинций  (рис.  10).
 Приморская  провинция
 Приморская  провинция  наиболее  выдвинута  на  восток,  к  са¬
мому  краю  материка.  В  ней  сильнее,  чем  в  других,  выражено
влияние  на  рельеф  вулканизма,  а  близость  к  морю  (низкое  поло¬
жение  базиса  эрозии)  предполагает  интенсивные  эрозионные  про¬
цессы.  Средние  высоты  небольшие.  Расположена  провинция  юж¬
нее  других  провинций  Дальнего  Востока,  поэтому  оледенения,  так
же  как  и  вечная  мерзлота,  не  сыграли  почти  никакой  роли
в  формировании  ее  рельефа.
 В  пределах  Приморской  геоморфологической  провинции  отчет¬
ливо  выделяются  следующие  области:  1)  горная  система  Сихотэ-
 Бомнакский,  4.7  —  Гилюйский,  4.8  —  Удский,  4.9—  Удская  губа;  III  —  провинция  Станово<~
Джугджурская;  1  —  область  Становая;  районы  —  1.1  —  Южный,  1.2  —  Становой,  1.3  —  Токтин-
ский,  1.4  —  Чульманский,  1.5  —  Алдано-Амгинский,  1.6  —  Нимнырский;  1.7  —  Сутамо-Гонам-
ский,  1.8  —  Суннагинский,  1.9  —  Зверевский,  1.10  —  Чугинский,  1.11  —  Гынымский,  1.12  —  Лури-
канский,  1.13  —  Учурский,  1.14  —  Аим-Майский;  2  —  область  Джугджурская;  районы  —  2.1  —
Майский,  2.2  —  Прибрежный,  2.3  —  Водораздельный,  2.4  —  Геранский,  2.5  —  Вулканический
южный,  2.6  —  Вулканический  северный,  2.7  —  Уракский,  2.8  —  Ульинский,  2.9  —  Челатский,
2.10  —  Маймаканский;  3  —  Энкенская  шельфовая  область.  Другие  условные  обозначения  см,
на  рис.  3.
 201

Алинь;  2)  горная  система  Нижнего  Приамурья;  3)  Приханкай-
ская  депрессия.
 Сихотэалинская  область.  Сихотэ-Алинь  полосой  шириной
150—180  км  протянулся  на  1150  км  от  озера  Кизи  до  Владивос¬
тока.  Его  ограничивают  довольно  крутые  уступы.  Вблизи  них,
у  края  горной  системы,  высоты  нарастают  быстро,  и  уже  в  15—
25  км  от  них  достигают  900—1000  м.  Далее  высоты  почти  не
нарастают:  в  осевой  части  (в  70—80  км  от  края)  вершинные  по¬
верхности  междуречий  всего  на  300—700  м  выше,  чем  близ  грани¬
цы  горной  системы.  Таким  образом,  для  Сихотэ-Алиня  ха¬
рактерно  относительное  однообразие  высот  вершинных  поверх¬
ностей.
 Как  горная  система  Сихотэ-Алинь  массивен:  в  его  пределах
нет  крупных  внутригорных  впадин,  да  и  небольших  впадин  отно¬
сительно  мало.  Длина  самой  крупной  впадины  по  среднему  тече¬
нию  Бикина  50  км,  ширина  15  км.  Многочисленные  хребты  отде¬
лены  друг  от  друга  только  речными  долинами.
 В  целом  для  горной  системы  Сихотэ-Алиня  характерно:  1)  от¬
носительная  одновысотность  вершинных  поверхностей;  2)  наличие
больших  по  площади  структурных  плато,  слабо  расчлененных
эрозией  (плато  часто  сложены  молодыми  вулканитами);  3)  при¬
уроченность  наибольших  высот  к  крупным  гранитным  батолитам;
4)  относительно  большая  ширина  долин;  прямолинейность  или
вогнутость  их  склонов;  5)  использование  эрозией  зон  разломов;
6)  почти  полное  отсутствие  ледникового  рельефа  и  малое  распро¬
странение  куполовидных  вершин  «гольцового»  типа.  Сихотэ-Алинь
подразделяется  на  восемь  геоморфологических  районов.
 Ханкайская  область.  Она  примыкает  к  Сихотэ-Алишо  с  запа¬
да.  В  целом  область  представляет  как  бы  чашу,  наиболее  прогну¬
тую  в  центральной  части.  В  основании  равнины  лежит  жесткий
массив,  образованный  докембрийскими  породами.  Большая  часть
области  низменна  и  равнинна.  В  середине  ее  расположено  озеро
Ханка.  Равнинность  местности  нарушается  невысокими  плоско¬
верхими  сопками  и  сопочными  массивами.  Близ  границ  области
поднимаются  невысокие  и  узкие  горные  хребты  (хребет  Синий  до
1084  м)  или  обширные  базальтовые  плато  высотой  700—1000  м.
По  периферии  низменности  равнинный  рельеф  широкими  «зали¬
вами»  вдается  между  плато  и  низкогорными  хребтами.
 Горная  перемычка  —  Бикинская  гряда  —  отделяет  Ханкайскую
геоморфологическую  область  от  другой  равнинной  территории
Дальнего  Востока  —  Нижнеамурской  низменности.  В  области  вы¬
деляются  семь  районов.
 Нижнеамурская  область.  Она  расположена  к  северо-западу
от  Амура  и  озера  Кизи.  В  структурно-тектоническом  отношении
горная  Нижнеамурская  область  соответствует  Нижнеамурскому
синклинорию,  образованному  смятыми  в  складки  раннемеловыми
и  юрскими  отложениями.  На  севере  из-под  них  выходят  отложе¬
ния  палеозоя  и  триаса.  По  западному  берегу  Тугурского  залива
обширны  выходы  палеогеновых  плато-базальтов.
 202

Как  в  геологическом,  так  и  в  орографическом  плане  Нижне¬
амурская  горная  система  служит  как  бы  северным  продолжением
Сихотэ-Алиня.  От  последнего  она  отличается  сильной  тектониче¬
ской  раздробленностью,  сочетанием  обширных  депрессий  (Эво-
рон-Чукчагирская,  Удыльская,  Орельская)  и  узких  линейно-вы¬
тянутых  впадин,  используемых  Амгунью,  Тугуром  и  другими
реками.  В  северной  части  морские  заливы  (Ульбанский,  Тугур-
ский,  Николая)  вдаются  по  эрозионно-тектоническим  понижени¬
ям  в  глубь  суши  или  же  отделяют  горные  массивы  от  материка
(полуостров  Тугурский,  Шантарские  острова).  Горные  хребты
достигают  1500  м  высоты  (наибольшая  высота  в  Омельдинском
хребте—  1567  м).  Суровые  климатические  условия,  обусловлен¬
ные  близостью  холодного  Охотского  моря,  отсутствие  вечной
мерзлоты  при  холодном  лете  наряду  с  тектонической  раздроблен¬
ностью  способствуют  интенсивности  флювиальных  и  склоновых
процессов.  Выделяются  семь  районов  (табл.  34).
 Таблица  34.  Области  и  районы  Приморской  геоморфологической
провинции.—  I
 Преобладающие  высоты,  м
 Область
 Район
 Преобладающие  типы
рельефа
 н
 2
 ■=;
 8  «
\о  л
 (Я  X
 относи¬
 тельные
 макси¬
 мальные
 1
 2
 3
 4
 ‘5
 6
 Сихотэ-
алинская.
—  1.1
 Ко'ппи-Тумин-
ский.—1.1.1
 Расчлененные
структурные  плато
 800—
 1300
 300
 1954
 Медвежье-Вы-
сокинский.—
 1.1.2
 Расчлененные
структурные  плато
 1000
 300.
 1762
 Партизанский.
—  1.1.3
 Расчлененные
структурные  плато
 1100
 250
 1586
 Южный  при¬
брежный.—  1.1.4
 Средне-  и  низко  -
горный  с  участка¬
ми  плато
 800—
 1200
 500
 1668
 Восточный
прибрежный.—
1.1.5
 Среднегорный  с
отдельными  голь¬
цовыми  группами
 1000—
1300
 600
 1662
 Северный
прибрежный.—
1.1.6
 Низкогорный
 аоо
 400
 1456
 Арсеньевский.
 -1.1.7
 Эрозионный  сред¬
негорный
 1000—
1500
 600—
 700
 2004
 203

Продолжение  табл.  34
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Приамурский.
—  1.1.8
 Средиегорный
 900—
 1600
 600
 2078
 Ханкай-
ская.—1.2
 Ханкайсюий.—
1.2.1
 Акку  му  ляти  в  н  а  я
равнина
 200
 50
 300
 Хорольский.—
1.2.2
 Равнина  денуда¬
ционная
 250
 80
 350
 Пограничный.
—1.2.3
 Расчлененное
плато  и  низкогорья
 500
 100
 964
 Бикино-Г  убе-
ровскйй.—1.2.4
 Низкогорный
 700
 250
 1113
 Синий  хребет.
—1.2.5
 Низкогарный
 700
 250
 1050
 Предсихотэ-
алинский.—1.2.6
 Равнинный  рас¬
члененный
 120
 100
 570
 Владивосток¬
ский.—1.2.7
 Сопочный  и  рав¬
нинный
 100
 150
 513
 Нижне¬
амурская.
—  1.3
 Бокто'рский.—
1.3.1
 Среднего'рный
 эрозионный
 1000—
 1300
 600—
 1000
 1457
 Усть-Амур-
ский.—1.3.2
 НИЗКОГО'РНЫЙ
 эрозионный
 1000—
 1300
 400—
 600'
 958
 Амгуньский.—
1.3.3
 Среднего'рный
 эрозионный
 800—
 1100
 600—
 900
 1567
 Приохотский.
 —1.3.4
 Низкогорный
 эрозионный
 500—
 700
 300—
 600
 1305
 Эворон-Чук-
 чагирский,—
 1.3.5
 Равнинный  акку¬
мулятивный  дену¬
дационный
 50—
 200
 30—
 150
 450
 Удыль-Орель-
ский.—  1.3.6
 Равнинный  акку¬
мулятивный
 20—
 зр
 10—
 20
 476
 Мухтельский.
—  1.3.7
 Морское  дно
 204

Приамурская  провинция
 Под  Приамурской  геоморфологической  провинцией  понима¬
ется  обширная  территория,  лежащая  к  северу  от  Амура  на  участ¬
ке  от  устья  р.  Большой  Невер  до  Комсомольска.
 Орографические  линии  Приморской  провинции  вытянуты  па¬
раллельно  берегу  моря,  т.  е.  имеют  тихоокеанское  направление.
Орографические  линии  Приамурской  провинции  вытянуты  субши-
ротно  —параллельно  оси  Монголо-Охотской  геосинклинали.
В  Приамурье  во  многих  местах  наблюдаются  выходы  на  поверх¬
ность  древних  метаморфических  толщ,  образующих  ряд  жестких
массивов  —  Гонжинский,  Туранский,  Мамынский,  Сутарский.
Между  массивами  расположены  зоны,  сложенные  палеозоем  или
мезозоем.  На  отдельных  участках  фиксируются  излияния  меловых
и  более  молодых  эффузивов.  Таким  образом,  структурно-геологи¬
ческий  субстрат  территории  Приамурья  сложен.  Многообразна
и  его  реакция  на  напряжения  в  земной  коре,  возникавшие  в  эпоху
активизации  тектонических  движений.  За  кайнозой  были  срезаны
огромные  толщи  горных  пород.  Местами  во  вторую  половину  кай¬
нозоя  произошло  накопление  рыхлых  отложений  —  сотни,  а  места¬
ми  и  тысячи  метров.
 Различия  в  величине  и  дифференцированности  поднятий  опре¬
делили  разделение  Приамурья  на  четыре  геоморфологические  об¬
ласти. 	\
 Область  Среднеамурская.  Обрамляющие  депрессии  горные
хребты  и  равнины  депрессии  генетически  связаны.  В  срединных
частях  равнины  хребты  как  бы  «тонут»  в  рыхлых  осадках.  Над
поверхностью  аккумулятивной  равнины  выступают  вершинные
части  погребенного  рельефа.  Таковы  хребты  Хехцир  (950  м),  Ван-
дан  (853  м)  и  др.  Выполнена  впадина  в  основном  олигоцен-миоцс-
новыми  отложениями.  Превышение  вершин  Хехцира  над  дном
Переяславского  грабена  равно  (950  +  2700)  3650  м.  По  западной
окраине  депрессии  хребты  уже  не  погружены  в  аккумулятивные
толщи.  Они  достигают  1500  м.  Между  хребтом  Хехцир  и  городом
Хабаровском  мощности  рыхлых  отложений  на  расстоянии  менее
10  км  меняются  от  0  до  1000  м,  а  южней  Хехцира  в  Переяславском
грабене  мощность  слабо  диагенетизированных  миоценовых  и  оли-
гоценовых  отложений  превышает  2700  м.  Следовательно,  в  преде¬
лах  Среднеамурской  равнины  расположен  участок  земной  коры,
наиболее  сильно  (в  пределах  Дальнего  Востока)  разбитый  разло¬
мами  и  испытавший  дифференцированные  движения  максималь¬
ной  интенсивности.  Выровненность  рельефа  центральной  части
области  создана  в  результате.  аккумуляции.  В  олигоценовых
и  миоценовых  осадках  «затонули»  горные  хребты  небольшой  вы¬
соты.
 Вдоль  восточного  борта  депрессии  пролегает  широкая
(15—40  км)  пойма  Амура.  Почти  вся  поверхность  днища  впадины,
исключая  вершинные  части  «затонувших»  в  наносах  Амура  хреб¬
тов,  слабо  поднимается  над  долинами  рек,  отличается  плоским
 205

рельефом.  Близ  Амура  поймы  притоков  почти  постоянно  затоплены
и  в  высокую  воду  представляют  собой  озера.  Это  участки  совре¬
менной  аккумуляции.
 На  западе  хребты,  окаймляющие  Среднеамурскую  депрессию
(Сутарский,  Джахи  и  др.),  отделены  от  основных  поднятий  Ам-
гунь-Буреинской  горной  системы  неширокими  эрозионно-тектони¬
ческими  депрессиями,  имеющими  в  плане  правильную  дугообраз¬
ную  форму.  Эти  линии  разломов  и  служат  настоящей  границей
депрессии,  поскольку  северо-западнее  и  юго-восточнее  морфо¬
структурные  особенности  территории  коренным  образом  меняют¬
ся,  хотя  высоты  по  обе  границы  достаточно  близки.  В  области
выделяется  10  районов.
 Область  Амгунь-Буреинская.  В  отличие  от  Сихотэ-Алиня,  Вос¬
точного  Саяна  и  большинства  других  горных  систем  Амгунь-Буре¬
инская  горная  система  до  сих  пор  не  имеет  общепринятого  назва¬
ния.  По  рельефу  она  гораздо  разнообразнее  Сихотэ-Алиня  и  Ниж¬
неамурской  горной  области.  Наиболее  высокие  хребты  —  Бад-
жальский,  Ям-Алинь—  достигают  высот  соответственно  2640
и  2505  м,  т.  е.  Амгунь-Буреинская  горная  страна  выше,  чем  Сихотэ-
Алинь.  Большие  высоты  определили  развитие  ледников  в  плейсто¬
цене.  Однако  преобладают  здесь  средние  и  низкие  горы  и  плоско¬
верхие  хребты.  Кроме  того,  Амгунь-Буреинская  область  лежит
севернее  Сихотэ-Алиня.  Поэтому  здесь  широко  распространен
древний  ледниковый  рельеф.  На  Сихотэ-Алине  этого  нет.
 В  пределах  Амгунь-Буреинской  горной  страны  много  глубоких
и  значительных  по  площади  внутригорных  впадин:  Верхнеаргун¬
ская,  Тырминская,  Ниманская,  Ургальская  и  др.  Горные  хребты  —
Баджальский,  Эзоп,  Ям-Алинь,  Доуссе-Алинь,  Меванджа  и  многие
другие  —  резко  воздымаются  над  впадинами.  Местами  отмечаются
платообразные  массивы  и  короткие  хребты  с  вершинными  поверх¬
ностями,  бронированными  покровами  базальтов.  Своеобразны
хребты  Турана  и  Буреинский.  Это  плато  с  волнистым  релье¬
фом  вершинных  поверхностей,  прорезанные  глубокими  долина-
ми  рек.
 Разнообразие  рельефа  обусловлено  не  только  размахом  новей¬
ших  тектонических  движений,  создавших  основные  орографиче¬
ские  элементы  рельефа,  но  и  климатом  прошлого,  послужившим
одной  из  причин  мощного  оледенения.  Крайне  существенна  для
формирования  разнообразного  рельефа  и  гетерогенность  субстра¬
та.  В  области  встречаются  блоки,  сложенные  докембрием  (Тура¬
на,  северная  часть  Малого  Хингана);  хребты,  основу  которых  со¬
ставляют  крупные  гранитные  батолиты;  хребты,  сложенные
комплексом  эффузивно-осадочных  отложений  и  образований
мезозоя.
 В  целом  для  Амгунь-Буреинской  горной  системы  характерно:
1)  нарастание  к  востоку-северо-востоку  абсолютных  высот  вер¬
шинных  поверхностей  хребтов,  поэтому  Амгунь-Буреинская  горная
система  представляет  собой  как  бы  плиту  с  приподнятым  восточно¬
северо-восточным  краем;  2)  разнообразие  типов  рельефа  (альпий-
 206

Таблица  35.  Области  и  районы  Приамурской  геоморфологической
провинции.—  II
 Преобладающие
высоты,  м
 Область
 Район
 Преобладающие  типы
рельефа
 абсолют¬
 ные
 относи¬
 тельные
 макси¬
 мальные
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 'Средне-
амурская.
—  IIA
 Болоньский.—
II.  1.1
 Акку  м  ул  яти  в  н  а  я
равнина  с  редкими
островными  горами
 40
 10
 349
 Биджан-Тунгус-
екий.—11.1.2
 Аккумулятивная
равнина  с  редкими
островными  горами
 60
 10
 Западный  пред¬
горный.—  II.  1.3
 Аккумулятивная
равнина  с  редкими
островными  горами
 100
 30
 526
 Восточный  пред¬
горный.—  II.  1.4
 Низкие  плато
 150
 80
 600
 Переяславский.—
11.1.5
 Равнинный
 70
 20
 120
 Ванданский.—
 11.1.6
 Низкогорный
 500
 300
 853
 Хехцирский.—
II.1.7
 Низкогорный
 500
 200
 950
 Даурский.—
11.1.8
 Низкогорный
 500
 250
 833
 Сутарско-Пом-
пеевский.—11.1.9
 Низкогорный
 600
 250
 1014
 Курский.—11.1.10
 Наклонная  равнина
 200
 100
 320
 Амгунь-
Буреин-
ская.—  II.2
 Баджальский.—
11.2.1
 Ледниковый  и  сред¬
неопорный
 2000
 1000
 2640
 Буреинокий.—
11.2.2
 Г  ольцово-эрозион-
ный  и  среднегорный
 1500
 500
 2072
 Ямалинъский.—
11.2.3
 Ледниковый  и  сред¬
неспорный
 2000
 1100
 2505
 207

Продолжение  табл.  35
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Верхнеселем-
джинский.—11.2.4
 Среднегорный  эрози¬
онный  с  участками
ледникового
 1100—
1500
 350
 1906
 Тур  а  некий.—
11.2.5
 Низкогорный  эрози¬
онный  и  плато
 800
 350
 1200
 Верхнеамгунь-
ский.—11.2.6
 Равнинный
 400
 20
 —
 Малохинганский.
—11.2.7
 Низкогорный
 600
 200
 711
 Тырмо-Яурин-
■ский.—  II.2.8
 Низкогорный  эро¬
зионный  и  плато
 800
 350
 1200
 Тьгрминский.—
II.2.9
 Равнинный
 500
 70
 —
 Ним  а  некий.—
11.2.10
 Равнинный
 700
 100
 —
 Амуро-
Зейская.—
11.3
 Зейско-Буреин-
ский.—  11.3.1
 Террасовая  равнина
 160
 50
 200
 Белогорский.—
11.3.2
 Аккумулятивная
 'равнина
 240
 50
 300
 Приамурский.—
11.3.3
 Аккумулятивная
равнина,  глу  бакорас¬
члененная
 300
 100
 340
 Амуро-Зейское
плато.—  11.3.4
 Аккумулятивная
равнина,  слаборасчле-
ненная
 340
 30
 431
 Призейский.—
11.3.5,
 Аккумулятивная  цо¬
кольная  равнина
 300-
 350
 100
 670
 Притуранский.—
11.3.6
 Аккумулятивно  -
денудационная  равни-.
на  с  островными  го¬
рами.
 300
 100
 670
 Селемджинский.
—11.3.7
 Плоская  равнина
 300
 40
 360
 208

Продолжение  табл.  35
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Деп-Мамынский.
—  11.3.8
 Плоская  равнина
 300—
 350
 30-
 60
 375
 Партизанский.
—  11.3.9
 Сопочный  и  аккуму¬
лятивно-денудацион¬
ная  равнина
 300—
 400
 100
 904
 Г  ОН'ЖИНСКИЙ.—
 II.3.10
 Денудационная  рав¬
нина
 450
 80
 650
 Зейско-
Удская.—
П.4
 Хребет  Тукурин-
гра.—11.4.1
 Среднегорный  голь¬
цовый
 1400
 600
 1601
 Джагдииский.
—  II.4.2
 Средиегорный
 1400
 600
 1601
 Тайканский.—
II.4.3
 Среднегорный  и  лед¬
никовый
 1800
 900
 2384
 Мынский.—
II.4.4
 Среднегорный,  низ-
когорный
 1300
 500
 1592
 Верхнезейский.
—11.4.5
 Плоская  равнина
 300
 40
 360
 Бомнакский.—
11.4.6
 Денудационная  рав¬
нина
 550
 150
 1073
 Гилюйстеий.—
II.4.7
 Денудационная  рав¬
нина
 600
 200
 1606
 Удский.—
II.4.8
 Аллювиально-про-
лювиальная  равнина
 100
 20
 У  дека  я  губа>.—
II.4.9
 Шельфовая  равнина
 0—50
 50
 10
 ский,  среднегорный  и  низкогорный  эрозионный,  эрозионно-гольцо¬
вый,  бронированные  и  денудационные  плато,  денудационно-акку¬
мулятивный  во  внутригорных  впадинах,  эрозионно-вулканиче¬
ский)  .
 По  сочетанию  типов  рельефа  территория  Амгунь-Буреинской
горной  системы  подразделяется  на  10  геоморфологических  рай¬
онов  (табл.  35).
 Область  Амуро-Зейская  равнина.  Поверхность  междуречий
Амуро-Зейской  равнины  по  большей  части  плоская.  Сложены  они
то  песками,  то  суглинистыми  породами.  Высоты  междуречий  меня-
 14  1400
 209

ютс-я  постепенно.  Равнина  густо  и  глубоко  расчленена  вблизи
крупных  речных  долин,  но  на  удалении  от  них  долины  врезаны  не¬
глубоко.
 Во  многих  местах  вдоль  рек  из-под  аккумулятивных  песчаных
и  суглинистых  отложений  выходят  скальные  коренные  породы,
а  в  южной  части  —  угленосные  мел-палеогеновые  отложения  цага-
янской  и  кивдинской  свит.  В  общем  поверхность  неоген-четвертич-
ной  аккумуляции,  фиксируемая  уцелевшими  -от  размыва  почти
плоскими  поверхностями  междуречий,  весьма  постепенно  увели¬
чивает  свои  высоты  от  Зеи  и  Амура  к  периферическим  частям
равнины  от  200  м  у  г.  Благовещенска,  Белогорска  и  Райчихинска
до  350  м  у  г.  Магдагачи,  пос.  Октябрьского,  пос.  Селемджинска.
Над  аккумулятивной  поверхностью  поднимаются  отдельные  сопки
и  группы  сопок  (сопочные  массивы),  сложенные  коренными  поро¬
дами  (Манегрские  —  528  м,  Армейская  гряда  —  587  м,  Сюгдул-
ка  —  670  м,  Юмор  —  849  м,  Партизанские  сопки  —  904  м).  В  лите¬
ратуре  их  часто  описывают  как  останцы.  На  самом  деле  во  мно¬
гих  районах  видно,  как  основания  сопок  опускаются  под  толщи
неоген-четвертичных  отложений.  Скрытый  под  рыхлыми  отложе¬
ниями  складчатый  фундамент  равнины  весьма  неоднородный;
он  образован  докембрийскими  кристаллическими  сланцами,  гра¬
нитами,  смятыми  в  складки  отложениями  палеозоя  и  мезозоя.
Мощность  песчаников,  алевролитов,  конгломератов  мезозоя  изме¬
ряется  многими  тысячами  метров.  В  отличие  от  Среднеамурской
депрессии  складчатый  фундамент  области  залегает  близко  от  по¬
верхности,  обычно  на  глубине  20—200  м,  и  только  на  юго-западе
равнины,  где  на  него  ложатся  песчаники  и  угленосные  алевролиты
(мел  и  палеоген),  глубина  залегания  фундамента  превышает
1000  м.  Степень  деформации  фундамента  неоген-четвертичными
движениями  гораздо  меньше,  чем  в  Нижнем  Приамурье,  хотя
и  выражена  достаточно  отчетливо.  Под  рыхлым  чехлом  обнару¬
живаются  многочисленные  неровности  —древние  долины,  выра¬
ботанные  до  начала  последней  эпохи  аккумуляции,  в  период,
когда  почти  повсеместно  реки  врезались  в  коренные  породы.  Вы¬
деляются  10  геоморфологических  районов.
 Область  Зейско-Удская.  Она  неширокой  полосой  вытянута  от
границ  Забайкалья  до  Удского  залива  Охотского  моря.  Линейность
составляющих  рельеф  элементов  отличает  ее  от  других  геоморфо¬
логических  областей  Дальнего  Востока.  Древние  глубинные  разло¬
мы  в  пределах  Зейско-Удской  геоморфологической  области  ожив¬
лялись  не  только  в  мезозое,  но  и  в  неоген-четвертичное  время.
Дифференцированные  движения  по  ним  в  основном  и  определили
главные  морфоструктурные  элементы  территории.
 На  юге  области  от  Удской  губы  до  Забайкалья  протягивается
система  горных  хребтов.  Хребты  расположены  так,  что  каждый
последующий  хребет  служит  продолжением  предыдущего.  В  текто¬
ническом  отношении  это  мощная,  но  сравнительно  неширокая
(60—100  км)  антиклинальная  структура,  усложненная  продольны¬
ми  глубинными  разломами.  К  разломам  приурочены  меловые  эф-
 210

фузивы,  выходы  которых  прослеживаются  у  подошвы  хребтов.
Пониженная  полоса  —  горный  проход  у  озера  Огорон  шириной
5—10  км  —  прерывает  горную  систему.  На  западе  горная  система
начинается  хребтом  Янкан,  который  является  продолжением
хребтов,  входящих  в  систему  Олекминского  Становика.  Восточнее
Янкана  расположен  более  массивный  и  высокий  (1601  м)  хребет
Тукурингра.  Часть  Тукурингры,  расположенная  за  Зейскими  «во¬
ротами»  (в  них  построена  Зейская  ГЭС),  носит  название  хребта
Соктахан  (до  1470  м).  После  Огоронской  седловины  начинается
хребет  Джагды  (1593  м).  С  востока  и  юга  к  Джагды  примыкает
Селемджинский  хребет;  высоты  его  вершин  к  северу  от  пос.  Токур
до  1592  м.
 Вершинные  поверхности  хребтов  уплощены  и  резко  граничат
с  ярусом  молодого  эрозионного  рельефа,  расположенного  ниже.
Прослеживается  общая  закономерность:  выровненные  вершинные
поверхности  лучше  сохранились  там,  где  по  тем  или  иным  причи¬
нам  затруднено  проникновение  свежего  эрозионного  вреза  (небла¬
гоприятная  плановая  конфигурация  речной  сети,  выходы  прочных
пород).  От  Янкана  до  Селемджинского  хребта  повсеместно  конста¬
тируются  отдельные  группы  ледниковых  форм  —  кары  с  озерами,
сформированные  малыми  ледниками  во  время  позднеплейстоцено¬
вого  оледенения.  Иным  рельефом  обладает  самый  восточный  в  этой
цепочке  хребтов  —  Тайканский.  Его  вершины  вдвое  выше  вершин
других  хребтов  (до  2384  м).  В  центральной  части  хребта,  где  вы¬
соты  более  1800  м,  рельеф  альпийский  (возможно,  есть  каменные
глетчеры  и  каровые  ледники).  Кроме  большей  высоты  на  рельефе
сказывается  и  близость  к  Охотскому  морю.
 Между  хребтами  Тукурингра,  Джагды,  Тайканский  (с  юга)
и  горами  Станового  нагорья  и  Джугджура  (с  севера)  протягива¬
ется  полоса  понижений.  На  востоке  она  дренируется  Удой,  на  за¬
паде—  Зеей.  Средняя  часть  Удской  депрессии  —  плоская  аккуму¬
лятивная  равнина,  ближе  к  горам  она  наклонена  в  сторону  доли¬
ны  Уды.  На  обоих  бортах  довольно  хорошо  выражены  террасы  —
древние  уровни  аккумуляции.
 На  западе  равнина  Удской  депрессии  постепенно  переходит
в  более  широкую,  плоскую  равнину  Верхнезейской  депрессии.  Во¬
дораздел  рек  Уды  и  Арги  (приток  Зеи)  в  рельефе  почти  не  заме¬
тен.  В  центральных  частях  Верхнезейской  депрессии  расстилается
плоская  равнина,  почти  не  расчлененная  долинами  рек.  Ближе
к  горам  равнина  остается  плоской,  но  приобретает  слабый  наклон,
широкие  долины  несколько  углублены  в  ее  поверхность.  У  подно¬
жья  отрогов  Станового  нагорья  из-под  рыхлых  отложений  неогена
и  четвертичного  периода  выступают  скальные  породы.  Чем  дальше
на  север  (в  пределах  депрессии),  тем  хуже  сохранность  рыхлых
отложений.  Одновременно  повышается  поверхность  коренного
ложа.  В  отличие  от  Среднеамурской  депрессии  здесь  среди  равни¬
ны  нет  островных  гор.
 В  пределах  области  на  суше  (табл.  35)  выделяются  восемь
районов.
 211

Провинция  Становая  и  Джугджурская
горные  системы
 В  пределах  Становой  и  Джугджурской  горных  систем  преобла¬
дают  обширные  поднятия.  Над  средним  вершинным  уровнем  гор
на  несколько  сот  метров  возвышаются  многочисленные  хребты
и  массивы,  сильно  различающиеся  по  протяженности,  высоте
и  форме  в  плане.  Встречаются  довольно  обширные,  но  неглубокие
внутригорные  впадины.  Отдельные  участки  провинции  носят  на¬
звание  плоскогорий,  большинство  из  которых  имеют  плоские
и  ровные  вершинные  поверхности,  расчлененные  слабоуглубленны¬
ми  долинами.  На  востоке  в  Джугджурской  горной  системе  боль¬
шую  роль  играют  линейно-вытянутые,  сравнительно  узкие  горные
хребты,  разделенные  эрозионно-тектоническими  долинами.
 Геологическое  строение  провинции  весьма  сложное.  Близ  север¬
ного'края  Становой  горной  системы  на  размытую  поверхность  кри¬
сталлических  сланцев  и  интрузивов  докембрия  спокойно  ложатся
морские  !И  лагунные  отложения  кембрия.  Поэтому  в  структурном
отношении  эту  часть  территории  рассматривают  как  Алданский
щит.  Молодые  интрузии  редки  (щелочные  сиениты,  слагающие
хребет  Кет-Кап  и  др.).
 В  южной  половине  Станового  нагорья  Алданский  щит  расколот
разломами  в  эпоху  мезозойской  складчатости.  Докембрийские
массивы  чередуются  с  многочисленными  выходами  мезозойских
гранитов,  слагающих  не  менее  половины  рассматриваемой  площа¬
ди.  Во  впадинах-залегают  юрские  песчаники,  алевролиты,  конгло¬
мераты  с  прослоями  угля.  Мощность  их  более  5000  м  (Чульман-
ская  впадина).  Местами  древние  граниты  >и  кристаллические
сланцы-  докембрия  надвинуты  на  юрские  отложения.
 В  Джугджуре  интрузивная  фация  магматических  пород  частич¬
но  замещается  эффузивной.  Но  и  в  Джугджурской  области  боль¬
шую  площадь  занимают  выходы  докембрийских  кристаллических
сланцев.  Разнообразны  магматические  породы  —  граниты,  диори¬
ты,  габбро,  габбро-нориты,  анортозиты.
 В  пределах  Джугджура  древний  фундамент  платформы  разбит
разломами,  дислоцирован,  прорван  интрузиями  и  по  большей  час¬
ти  перекрыт  мощными  толщами  изверженных  пород  от  риолитов
до  базальтов.
 Провинция  делится  на  Становую  и  Джугджурскую  геоморфо¬
логические  области  (табл.  36).
 Область  Становая.  В  формировании  типов  рельефа  Становой
горной  системы  немалую  роль  играет  резкоконтинентальный  кли¬
мат.  Велико  влияние  в  зимнее  время  сухих  и  холодных  воздушных
масс,  формирующихся  над  равнинами  Восточной  Сибири,  а  в  лет¬
нее  время  влажных  воздушных  масс,  приходящих  с  востока  и  юго-
востока.
 Вдоль  южной  границы  области  протягивается  система  передо¬
вых  хребтов  с  высотами  до  1800  м.  Далее  расположена  наиболее
приподнятая  часть  горной  системы,  где  выше  2000  м  поднимается
 212

Таблица  36.  Области  и  районы  геоморфологической  провинции  Становая
и  Джугджурская  горные  системы.—  III
 Область
 Район
 Преобладающие  типы  рельефа
 абсолют¬
ные  д
 гобладак
 высоты,
 s  3
о  к
 О  Л
 д  <=:
н  <и
о  н
 макси-  ге
мальные
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Стано¬
вая.—  III.1
 Южный.—  III.1.1
 Низкогорный  и  сред¬
негорный
 1300—
 1500
 500
 1622
 Становой.—  III.1.2
 Ледниковый
 1900—
2100
 800-
 1000
 2412
 Ток  И,Н'СКИЙ.—
 111.1.3
 Плато
 900
 200
 1157
 Чульма'нский.—
111.1.4
 Плато
 1100
 200
 1777
 Алд  аио  -Ам'.ги  иски  й.
—  III.  1.5
 Низкогорный  и  /пла¬
то
 1200
 400
 1611
 Нимиырокий.—
II  1.1.6
 Плато
 1000
 150
 1325
 Сутамо-'Г  О'Нам-
ский.—  II  1.1.7
 Ледниковый  и  сред¬
негорный
 1800
 700
 2264
 Суннаигыи-юиий.
—  III.1.8
 Ледниковый  и  сред¬
негорный
 1900
 800
 2246
 Зверевский.—
III.1.9
 Ледниковый
 1800-
 1900
 600-
 1000
 2041
 Чугинский.—
 111.1.10
 Плоскогорный
 1100
 400
 1400
 Г  ынымский.—
II  1.1.11
 Плоскогорный
 1000
 600
 1800
 Лурикажжий.—
II  1.1.12
 Г  ольцово-леднико-
вый
 1500
 700
 1862
 Учурский.—
III.1.13
 Плоскогорный
 1000
 400
 1404
 Аи  м  -М  а  й  оки  й.—
II  1.1.14
 Плато
 800
 300
 1048
 213

Продолжение  табл.  36
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Джугджур-
ская.—  II  1.2
 Майский.—
III.2.1
 Среднегориый
 1500
 600
 1892
 Прибрежный.—
III.2.2
 Среднегорный
 1400
 700
 1662
 В  о  до  раздельный.
—  II  1.2.3
 Среднегорный
 1400
 600
 2107
 Гер  а  некий.—
III.2.4
 Альпинотшный
 1700
 700
 2264
 Вулканический
южный.—  II  1.2.5
 Среднегорный,  голь¬
цовый
 1400
 500
 1906
 Вулканический
северный.—  II  1.2.6
 Среднегорный  с  уча¬
стками  плато
 1200
 350
 1435
 Уракский.—
II  1.2.7
 Расчлененное  плато
 1000
 400
 1268
 Ульинский.—
111.2.8
 Среднегорный  эро¬
зионный
 1000
 600
 1431
 Челатский.—
111.2.9
 Низкогорный  эрози¬
онный
 1200
 400
 1217
 Маймаканский.—
II  1.2.10
 Низкогорный  с  уча¬
стками  плато
 1100
 400
 1404
 кряж  Зверева,  Сутамо-Гонамский  и  самая  высокая  часть  всей  гор¬
ной  системы  —  Токинский  становик.  В  плейстоцене  эти  хребты
достигали  снеговой  границы.  Поэтому  не  в  одинаковой  мере,  но  во
всех  хребтах  существенное  значение  имеет  островершинный  аль-
пинотипный  рельеф.  Сохранились  и  плоские  вершинные  поверхно¬
сти.  Широко  распространен  среднегорный  эрозионный  рельеф.
Между  высокими  хребтами  расположены  несколько  пониженные
участки:  Чульманская  впадина,  плоскогорье  озера  Токо  и  Учур-
Гекансокое  плато.
 Северная  половина  геоморфологической  провинции  заметно
ниже,  но  и  в  этой  части  ее  есть  приподнятые  хребты  и  гряды:
хребет  Суннангын,  гряда  Западные  Янги,  Томмотская  гряда.  Из
них  только  Суннангын  с  высотами  вершин  1900—2250  м  в  осевой
части  обладает  резкими  альпийскими  формами.  В  остальных  хреб¬
тах  вершины  имеют  характер  куполовидных,  часто  ступенчатых
гольцов.  Между  хребтами  располагаются  обширные  плато:  Ним-
 214

нырское  плато,  Чугинское  плоскогорье,  плоскогорье  в  низовьях
Маи,  плато  по  среднему  течению  Гонама.
 В  Становой  горной  системе  выделено  14  геоморфологических
районов.
 Область  Джугджурская.  Как  и  Сихотэ-Алинь,  Джугджур  об¬
разует  плавную  дугу,  обращенную  выпуклой  стороной  к  морю.
Длина  его  900  км  при  ширине  175—250  км.  Высоты  Джугджура
чуть  больше,  чем  Сихотэ-Алиня  (соответственно  2264  и  2078  м).
В  строении  обоих  горных  -сооружений  особенно  большое  участие
принимают  разнообразные  эффузивы,  главным  образом  меловые  —
липариты,  андезиты,  базальты,  меньше  кайнозойских  базальтов.
В  геологическом  строении  Джугджура  существенное  участие  при¬
нимают  древние  палеозойские  и  протерозойские  горные  породы
и  почти  нет  осадочных  отложений  моложе  девонских.
 В  южной  части  Джугджура  орографические  линии  под  острым
углом  подходят  к  берегу  Охотского  моря  или  краю  Удской  депрес¬
сии  и  как  бы  срезаются  ими.  Ледниковый  рельеф  приурочен  толь¬
ко  к  наиболее  высоким  частям  хребтов.  Ледниковые  формы  преоб¬
ладают  также  и  в  хребте  Геран  —  наиболее  высокой  части  Джугд¬
жура  (2264  м).  Следы  древнего  оледенения  отмечаются  и  в  невы¬
соких  прибрежных  хребтах.  В  северной  половине  горной  системы
Джугджура,  в  50—100  км  от  берега  моря,  лежит  полоса  высоких
плато,  большей  частью  сильно  расчлененных.  Прекрасно  выражены
формы  структурной  препарировки,  различных  вулканогенных  об¬
разований.
 На  юго-западе,  в  бассейне  реки  Маи,  линейность  хребтов  и  гряд
выражена  наиболее  отчетливо,  что  обусловлено  наличием  складча¬
то-блоковых  структур.  Только  в  бассейне  реки  Чумикана  и  Батом-
ги  находится  невысокое  плато  с  волнистым  мягким  рельефом,  сло¬
женное  отложениями  нижнего  протерозоя  (кристаллическими
сланцами  и  гранитами).  Высоты  на  северо-западном  Джугджуре
редко  достигают  1400  м.  Рельеф  преимущественно  низкогорный,
эрозионный,  со  значительными  вкраплениями  структурных'  плато.
Область  делится  на  10  геоморфологических  районов.
 СТРАНА  ГОРЫ  И  РАВНИНЫ  СЕВЕРО-ВОСТОКА  СССР
 На  Северо-Востоке  низкогорья  и  среднегорья  создают  основной
фон  рельефа  территории,  и  только  на  севере,  у  берегов  моря  Лап¬
тевых  и  Восточно-Сибирского  моря,  лежат  низменные  равнины.  На
равнинах  довольно  пересеченный  рельеф  поверхности  древних  по¬
род  скрыт  толщами  рыхлых  кайнозойских  отложений.  Навеем  Се¬
веро-Востоке  от  Верхоянского  хребта  до  Пясинско-Анадырской
низменности  преобладают  мезозойские  структуры,  между  которы¬
ми  располагаются  древние  жесткие  массивы  —  Колымский,  Омо-
лонский  и  ряд  других,  более  мелких.  Горный  рельеф,  возникший
в  юре  и  раннем  мелу,  был  уничтожен  денудацией.  В  новейшую
эпоху  активизации  тектонических  движений  на  месте  денудацион¬
 215

ных  равнин  вновь  возникли  горы,  хотя  и  не  столь  высокие,  как
в  меловом  периоде.
 На  западе  горы  Северо-Востока  круто  возвышаются  над  равни¬
нами  Якутии.  На  востоке  между  Анадырским  заливом  >и  Пенжин-
ской  губой  граница  страны  проходит  вдоль  подножья  горной  сис¬
темы,  поднимающейся  над  равнинами  Пенжинской  и  Анадырской
низменностей.  Менее  отчетлива  граница  страны  на  юге  между  Ал¬
даном  и  Охотским  -морем,  где  хребты  Сетте-Дабан,  Майский
и  Юдомский  смыкаются  с  северным  Джугджуром.  Подходящие
к  границе  линейно-вытянутые  хребты  сменяются  горными  подня¬
тиями  и  плато,  в  большинстве  случаев  не  имеющими  четко  выдер¬
жанного  простирания.  Меняется  и  геологическое  строение.  На
Охотском  кристаллическом  массиве  и  Сетте-Дабане  горы  сложены
преимущественно  палеозойскими  и  более  древними  отложениями.
Южнее  границы  в  пределах  Джугджура  преобладают  кислые  эф-
фузивы  позднего  мела  и  палеогена.
 Более  трех  четвертей  территории  Северо-Востока  СССР  заня¬
то  горами.  Преобладают  низкие  (до  1300  м)  и  средние  (до  2500  м)
горы.  Только  Сунтар-Хаята  и  ряд  хребтов  в  нагорье  Черского  под¬
нимаются  выше  2500  м.
 Тектонические  формы  рельефа  преобразуются  в  основном  флю-
виальными  и  склоновыми  процессами,  протекающими  в  условиях
весьма  холодного  и  довольно  сырого  климата.  Вечная  мерзлота
распространена  почти  на  всей  территории.  Она  определяет  специ¬
фику  склоновых,  а  также  и  флювиальных  .процессов.  Современное
оледенение  незначительное.  Ледники  имеются  -в  Оролугане,  в  на¬
горье  Черского,  на  хребте  Сунтар-Хаята.  Снежники,  наледи  и  обус¬
ловленные  ими  формы  рельефа  распространены  весьма  широко.
В  эпохи  оледенения  ледники  играли  существенную  роль  в  преобра¬
зовании  рельефа  горных  поднятий.  Во  время  максимального  оле¬
денения,  судя  по  распространению  эрратических  валунов,  в  сфере
деятельности  ледников  находилось  около  четвертой  части  террито¬
рии  Северо-Востока.  Ледниковый  рельеф  четко  выражен  только
там,  где  были  верхнепалеозойские  ледники,  занимавшие  гораздо
меньшую  площадь.  В  горах  с  высотами  1000—1500  м  и  меньше
разрушительная  деятельность  ледников  выражена  в  рельефе  на
полуострове  Кони,  в  горах  побережья  залива  Святого  Креста
и  в  немногих  других  местах,  где  были  особо  благоприятные  усло¬
вия  для  развития  ледников.
 Страна  Северо-Восток  СССР  по  общим  особенностям  тектони¬
ческих  движений  эпохи  активизации  (неоген-четвертичное  время)
разделяется  на  семь  геоморфологических  провинций  (рис.  11).
Пять  провинций  отличаются  горным  и  плоскогорным  рельефом.
Только  в  одной  преобладает  низменный  равнинный  рельеф.  В  гор¬
ных  провинциях  равнинный  рельеф  наблюдается  во  внутригорных
впадинах  и  небольшими,  но  многочисленными  участками  на  вер¬
шинных  поверхностях  междуречий.  К  этой  же  геоморфологической
стране  относится  Охотоморская  провинция,  которая  описывается
при  характеристике  Охотского  моря.
 216

Верхоянско-Сунтархаятинская  провинция
 Верхоянско-Сунтархаятинская  провинция  —  горный  вал  дли¬
ной  около  2000  км,  отгораживающий  Северо-Восток  СССР  от
остальной  части  материка.  Вершины  гор  на  всем  протяжении  под¬
нимаются  выше  2000  м,  достигая  местами  почти  3000  м.  Рельеф
хребтов  и  массивов  несет  следы  мощного  верхнеплейстоценового
горнодолинного  оледенения,  переходившего  на  значительных  пло¬
щадях  в  покровное.  В  хребтах  Оролугане  и  Сунтар-Хаята  имеют¬
ся  современные  каровые  и  долинные  ледники.  Суровость  'климата
определяет  малую  глубину  протаивания  грунтов  и  тем  самым  не¬
сколько  ослабляет  денудацию.
 В  конце  мезозоя  на  территории  провинции  уже  существовал
горный  рельеф.  Об  этом  свидетельствуют  многокилометровые
толщи  меловых  песчаников  и  конгломератов  на  прилегающих
равнинах  Якутии.  В  Сунтар-Хаяте  поднятия  сопровождались  ин¬
тенсивной  вулканической  деятельностью,  которая  прекратилась
только  в  палеогене.  В  течение  мела  и  палеогена  горные  подня¬
тия  были  глубоко  срезаны,  и  на  их  месте  сформировался  рельеф
денудационной  равнины,  среди  ‘которой  поднимались  отдель¬
ные  'сопки,  сопочные  'массивы,-  невысокие  горные  массивы
и  кряжи.  В  неогене  и  четвертичном  периоде,  в  эпоху  нео-
тектонических  движений  постепенно  сформировался  современный
горный  рельеф.
 Вал  горных  поднятий  Верхоянско-Сунтархаятиыской  геомор¬
фологической  провинции  с  конца  неогена  становится  непреодоли¬
мым  препятствием  для  миграции  флоры  и  фауны.  Именно  он,  а  не
узкий  Берингов  пролив,  послужил  причиной  разобщения  Азиат¬
ской  <и  Американской  флористических  и  зоогеографических  обла¬
стей.
 По  особенностям  рельефа,  предопределенным  субстратом
и  степенью  дифференцированности  неоген-четвертичных  тектони¬
ческих  движений,  провинция  разделяется  на  три  области.
 Верхоянская  область.  Верхоянская  горная  система  обычно  на
картах  и  в  литературе  называется  Верхоянским  хребтом.  На  са¬
мом  деле  она  состоит  из  нескольких  десятков  хребтов,  образую¬
щих  монолитное  целое.  По  длине  и  ширине  Верхоянская  горная
система  больше  Большого  Кавказа,  но  по  высоте  она  сильно  ус¬
тупает  ему.  Высоты  междуречий  изменяются  плавно  как  вдоль
горного  сооружения,  так  и  в  поперечном  направлении.  Внутригор-
ных  впадин  почти  нет,  как  нет  и  хребтов  или  массивов,  заметно
поднимающихся  над  средним  уровнем  междуречий.
 Начинается  горная  страна  у  дельты  Лены  невысокими  Хара-
улахскими  горами.  Двумястами  километрами  южнее  она  достига¬
ет  высоты  2000  м.  Эта  высота  сохраняется  во  всей  осевой  части
вплоть  до  восточной  периклинали.  Наибольших  высот  (почти
2400  м)  горы  достигают  чуть  севернее  Полярного  круга.  Около
20  рек  —  крупных  правых  притоков  Лены  и  Алдана  в  глубоких,
обработанных  льдом  долинах  пересекают  полосу  наибольших
 217

Рис.  11.  Геоморфологическая  страна  гор  и  равнин  Северо-Востока  СССР:
 СВ  —СТРАНА  ГОР  И  РАВНИН  СЕВЕРО-ВОСТОКА  СССР.  /  —  Верхоянско-Сунтархая-
тинская  провинция;  У  г-область  Верхоянская;  районы  —  1.1—  Северооролуганский,  1.2  —  Юж-
нооролуганский,  1.3  —  Хараулахский,  1.4  —  Сетте-Дабанский,  1.5  —  Аракчинский,  1.6  —  Сан-
гарский,  1.7  —  Южноверхоянский,  1.8  —  Чекановский,  1.9  —  дельта  Лены;  2  —  область  Сетте-
дабанская;  районы  —  2.1  —  Скалистый,  2.2  —  Улаханский,  2.3  —  Ныллахский;  3  —  область
Охотско-Сунтархаятинская;  районы  —  3.1  —  Северо-Западный  Сунтархаятинский,  3.2  —  Цент¬
ральный  Сунтархаятинский,  3.3  —  Юго-Восточный  Сунтархаятинский,  3.4  —  Алахюнь-Юдом-
ский;  3.5  —  Юдомская  впадина,  3.6  —  Юдомский  хребет,  3.7  —  Кухтуйский  хребет,  3.8  —  Иня-
Ульбейский,  3.9  —  Приохотский,  II  —  провинция  Яно-Оймяконо-Колыме  кая;  1  —  Янская  область;
районы  —  1.1  —  Омолонский,  1.2  —  Куларский,  1.3  —  Верхнеянский,  1.4'—  Нижнеянский,  1.5  —
Адычанский,  1.6  —  Дербекинский;  2  —  область  Оймяконо-Нерская;  районы  —2.1—  Оймяконский,
 2.2 	—  Эльгинский,  2.3  —  Тарынский,  2.4—Таскыстабытский,  2.5—Нерский,  2.6—Улахан-Чис-
тайский;  3  —  Верхнеколымская  область;  районы  —  3.1  —  Берелехский,  3.2  —  Дебинско-Бохап-
чинский,  3.3—  Аян-Юряхский,  3.4—  Хатыннах-Детринский,  3.5—  Нерючи-Нилькобинский,
 3.6 	—  Беренджинский,  3.7  —  Хиникенский;  III  —  провинция  горная  система  (рифт)  Черского;
 1 	—  Селеняхская  область;  районы  —  1.1  —  Хадаран-Курдыдинский,  1.2  —  Томмотско-Немчук-
чанский,  1,3—  Селеняхнский;  2—  Чимальгииско-Улаханская  область;  районы  —  2.1—  Чаба-
галахский,  2.2  —  Улахан-Чистайский,  2.3  —  Момский,  2.4  —  Момско-Гармычанский,  2.5—  Севе¬
ро-Восточный;  3  —  область  Сеймчанская;  районы  —  3.1  —  Оханджа-Чорго-Негаяхский,  3.2  —
Атюрях-Буюндинский,  3.3  —  Таскано-Буюндинский,  3.4—Полярненский,  3.5  —  Балыгычанский,
 3.6 	—  Поповский;  IV  —  Юкагиро-Анюйская  провинция;  1  —  Юкагирская  область;  районы  —
 1.1 	—  Чубукулахский,  1.2  —  Усть-Сугойский,  1.3  —  Омолон-Коркодонский,  1.4  —  Кедон-Корко-
донский,  1.5  —  Омолонский,  1.6  —  Ушукурчанский,  1.7  —  Кедон-Сугойский,  1.8  —  Предохотский;
 2 	—  Анюйско-Чаунская  область;  районы  —  2.1  —  Чаунская  равнина,  2.2  —  Анюйская  равнина,
 2.3 	—  Бахихчанский,  2.4  —  Анюйский,  2.5  —  Билибинский,  2.6  —  Раучанский,  2.7  —  Певекский;
 218

высот  горной  системы.  Начинаются  они  восточнее  —  близ  края
Янского  плоскогорья.
 ■  Массивность  горного  сооружения  предопределена  геологиче¬
ским  строением  —  особенностями  Верхоянского  антиклинория,
образованного  системой  складок  второго  порядка,  в  ядре  которых
в  центральной  части  выходит  карбон,  а  на  крыльях  антиклино¬
рия—  пермь  и  триас.  В  мульдах  залегают  отложения  триаса,
а  иногда  юры  и  мела.  Кулисообразно  сочленяющиеся  складки  ос¬
ложнены  продольными  разломами.  Немногочисленные  магмато-
генные  структуры  наблюдаются  только  на  Янском  склоне.
 Современный  рельеф  всей  торной  системы  определяется  рас¬
членением  тектонических  'поднятий  речной  эрозией.  В  эпохи  оле¬
денения  ледники  существенно  изменили  форму  долин.  Об  их
большой  роли  в  формировании  рельефа  свидетельствуют  бесчис¬
ленные  кары,  троги  и  мощные  моренные  амфитеатры  у  западного
и  южного  подножий  Верхоянских  гор.  В  настоящее  время  горы
едва-едва  достигают  снеговой  границы.  При  однообразии  высот
вершин  снижение  снеговой  границы  сразу  включало  в  сферу  оле¬
денения  большие  площади.  Об  этом  свидетельствуют  широко  рас¬
пространенные  ледниковые  формы  и  отложения.  Геоморфологи¬
ческая  область,  делится  на  девять  геоморфологических  районов.
 Область  Сетте-Дабанская.  К  долине  р.  Томпо  —  крупного  при¬
тока  Алдана  —  горное  сооружение  Верхоянья  понижается.  Неши¬
рокая  седловина,  ориентированная  под  углом  к  осевым  линиям
поднятий  Верхоянья  и  Сетте-Дабана,  служит  естественной  север¬
ной  границей  Сетте-Дабанской  области.  Сетте-Дабан  резко  воз¬
вышается  над  платформенными  -равнинами  Я-кутиги.  В  отличие
от  Верхоянья  горы  сложены  в  основном  нижним  палеозоем,  смя¬
тым  в  складки  и  разбитым  продольными  разломами.  Самые  вы¬
сокие  хребты  горного  сооружения  Сетте-Дабана  (более  2000  м)
обладают  резким  альпийским  ледниковым  рельефом.  Особенно
крутосклонным  рельефом  отличается  часть  горной  страны,  ‘При¬
мыкающая  к  равнине.
 3  —  область  Северочукотская;  районы  —  3.1  —  Экиатапский,  3.2  —  Среднечукотский,  3.3—  Тен-
каныйский,  3.4  —  Ванкаремский,  3.5  —  Колючинский;  4  —  область  Чаунско-Медвежинская;
5  —  область  Чукотско-Врангелевская;  подобласти  —  5(1)  —  шельфовая,  5(2)  —  острова  Вранге¬
ля;  V—Охотско-Чукотская  провинция;  /  —  Магаданская  область;  районы  —  1.1  Кавинский,
 1.2 	—  Магаданский,  1.3  —  Кони-Пьягинский,  1.4  —  Гижигинско-Пареньский,  1.5  —  Тайгоносский,
 1.6 	—Ямо-Янский,  1.7  —  Туманынский,  1.8  —  Хурен-Ольский,  1.9  —  Омсукчанский;  2  —  область
Гыданская;  районы  —  2.1  —  Пектымельский,  2.2  —  Пикарваамский,  2.3  —  Илирнейский,  2.4  —
Анадырский,  2.5  —  Щучий,  2.6  —  Пенжинский,  2.7  —  Яропольский,  2.8  —  Верхнеолойский;
 3 	—  область  Южночукотская;  районы  —  3.1  —  Южночукотский,  3.2  —  Канчалонский,  3.3  —  Амгу-
эмский,  3.4j—  Таиюрерэкиатыкский,3.5  —  Пекульнейский,  3.6  —  Золотой,  3.7  —  Конгальинский;
 4 	—  область  Североохотоморская;  подобласти:  4(1)  —  Тауйская,  4(2)  —  Гижигинская;  VI  —  про¬
винция  Яно-Индигиро-Колымской  равнины;  /  —  Приморская  область;  районы  —  /./—  Омо-
лонский,  1.2  —  Янский,  1.3  —  Муксуно-Охотский,  1.4  —  Индигирский,  1.5  —  Колымский,  1.6  —
Среднеалазейский,  17  —  Менехтянский:  2  —  Предгорная  область;  районы  —  2.1  —  Индигирский.
 2.2 	—  Колымский;  3  —  Алазейско-Полоусненская  область:  районы  —  3.1  —  Алазейское  плоско¬
горье,  3.2  —  Кондаковское  плато;  3.3  —  Полоусненский  кряж,  3.4  —  кряж  Улахан-Сис,  3.5  —
Североприполоусненский,  3.6  —  Южноприполоусненский,  3.7  —  Приалазейский;  VII  —  Охото¬
морская  провинция;  VII(I)  —  Среднеохотская  подпровинция;  области  —  /  —  Центральноохот¬
ская,  2  —  Болынерецкая,  3  —  впадины  Тинро,  4  —  Западнокамчатская;  VII(II)  —  Охотско-При-
камчатская  подпровинция;  область  —  1  —  возвышенности  Института  океанологии,  2  —  возвы¬
шенности  Академии  наук  СССР.  3  —  Дерюгинская,  4  —  Охотского  материкового  склона.  Дру¬
гие  условные  обозначения  см.  на  рис.  3.
 219

Рельеф  Сетте-Дабана  сравнительно  однороден.  В  области  вы¬
делены  только  три  геоморфологических  района.
 Область  Охотско-Сунтархаятинская.  Рельеф  этой  геоморфоло¬
гической  области  в  противоположность  двум  предыдущим  отлича¬
ется  разнообразием.  Наряду  с  высокими  горными  хребтами  в  об¬
ласти  ^стъ  и  низменные  равнины,  и  денудационные  -и  вулканиче¬
ские  плато,  и  низкогорья.  Почти  вся  область  захватывалась  позд¬
неплейстоценовым  оледенением.  Разнообразие  рельефа  обуслов¬
лено  сложным  тектоническим  строением,  высокой  степенью  диф¬
ференцированное™  новейших  тектонических  движений  и  неравно1
мерным  проявлением  вулканизма  в  мелу  и  палеогене.
 По  северо-восточной  границе  области  протягивается  один  из
самых  высоких  хребтов  Северо-Востока  СССР  —  Сунтар-Хаята.
Он  вытянут  ,по  краю  докембрийского,  сильно  раздробленного
Охотского  кристаллического  массива.  Будучи  орографически
единым,  хребет  Сунтар-Хаята  в  разных  частях  построен  неодина¬
ково.  Небольшие  гранитные  тела  то  прорывают  отложения  перми,
триаса  и  юры,  очень  интенсивно  дислоцированные  у  края  древне¬
го  массива,  то  сочетаются  с  обширными  полями  эффузивов.  Дену¬
дацией  вскрыты  подводящие  каналы  стратовулканов  и  лакколи¬
тов.
 С  юга  к  Сунтар-Хаяте  примыкают  довольно  высокие  хребты
(Аллахюнь-Юдомский,  Юдомский,  Кухтуйский  и  др.)>  разделен¬
ные  понижениями.  Многочисленные  гранитные  батолиты  и  гра¬
нитные  штоки  повсеместно  резко  выступают  в  рельефе.  Алла¬
хюнь-Юдомский  хребет  —  система  магматогенных  структур  —  ба¬
толитов.  Днища  1внутр)игар'ных  (В'падин  прикрыты  чехлом  леднико¬
вых  и  флювиогляциальных  отложений.  Под  аккумулятивными  об
разованиями  Приохотской  равнины  скрыт  неровный  рельеф,
о  чем  свидетельствуют  поднимающиеся  над  равниной  островные
горы.  Область  подразделена  на  девять  геоморфологических  райо¬
нов  (табл.  37).
 Яно-Оймяконо-Колымская  провинция
 К  северу  и  востоку  от  горных  поднятий  Верхоянья  и  Сунтар-
Хаяты  расположена  широкая  полоса  плоскогорий.  С  северо-вос¬
тока  она  ограничена  высокой  горной  системой  Черского.  На  севе¬
ре  от  моря  ее  отделяет  полоса  низменной  равнины.  На  юго-восто-
ке  эта  полоса  нагорий  упирается  в  Охотско-Чукотский  вулкано¬
генный  пояс.
 В  Яно-Оймяконо-Колымской  геоморфологической  провинции
преобладает  расчлененный  плоскогорный  рельеф.  Местами  над
монотонным  уровнем  междуречий  поднимаются  горные  массивы
или  хребты,  сложенные  гранитоидами.  Это  магматогенные  струк¬
туры.  Эрозия-  рек  особенно  глубоко  расчленила  юго-восточную
часть  провинции,  расположенную  в  бассейне  Колымы.
 Горный  рельеф  провинции  существовал  и  в  мезозое.  Однако
горы  не  достигали  высот  обрамляющих  горных  сооружений.  На
 220

Таблица  37.  Области  и  районы  Верхоянско-Сунтархаятинской
геоморфологической  провинции.—  I
 Область
 Район
 Преобладающие  типы
рельефа
 ОТНОСИ-  5
 тельные  g
 с\
 Ья
 дающие  выс
 н
о
ч
8  «
оЗ  В
 оты,  м
 а»
 1  з
 К  В
а  л
■М  Ч
 §  1
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Верхоян¬
ская.—1.1
 Североорулган-
ский.—1.1.1
 Среднегорный
и  ледниковый
 700
 1700
 2389
 Южнооролу-
ганский.—1.1.2
 Среднегорный
и  ледниковый
 600
 1400
 2095
 Хараулахский.
—  1.1.3
 Низкогорный
 400
 900
 1429
 Сеттедабан-
ский.—1.1.4
 Низкогорный
 300
 1200
 1584
 Аракчанский.
—  1.1.5
 Расчлененное
 плато
 300
 1300
 2081
 С  ангарский.—
1.1.6
 Низкогорный
и  среднегорный
 500
 1400
 2084
 Южноверхо¬
янский.—1.1.7
 Среднегорный
 700
 1800
 2295
 Чекановский.
—  1.1.8
 Низкогорный
и  'платообразный
 150
 400
 529
 Дельта  Лены.
—  1.1.9
 1
 Равнина
 1
 —
 —
 —
 Равнина
Сеттеда-
банская.—>
1.2
 Скалистый.—
1  1.2.1
 Среднегорньш,
ледниковый,  силь¬
но  альпинотиткный
 800
 1600
 2102
 Улаханский.—
1.2.2
 Среднегорньш,
 низкогорный
 500
 1300
 1830
 Ныллахский.
—1.2.3
 Низкогорный
 400
 800
 1383
 Охотско-
Сунтархая-
тинская.—
1.3
 Северо-Запад¬
ный
Сунтархая-
тинский.—1.3.1
 Среднегорный,
 ледниковый
 500—
 700
 1900—
2100
 2409
 221

Продолжение  табл.  37
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Центральный
Сунтархаятин-
ский.—1.3.2
 Ледниковый
 700—
 1000
 2500—
 2700
 2959
 Юго-ВОСТОЧ¬
НЫЙ  Сунтархая-
тииский.—1.3.3
 Среднегорный,
 ледниковый
 700—
 1000
 1800—
2000
 2381
 Аллахюнь-
Юдом-сюий.—
1.3.4
 Среднегорный,
 ледниковый
 400—
 600
 1900—
2100
 2495
 Юдомская
впадина.—
1.3.5
 Низкогорный
 400
 1200
 1703
 Юдомский
хребет.—1.3.6
 Среднегорный,
ледниковый  и  низ¬
когарный
 300—
 700
 1300—
1500
 2449
 Кухтуйский
хребет.—  1.3.7
 Низкогорный,
 среднегорный
 500
 1300
 2013
 Иня-Ульбей-
ский.—  I  3.8
 Среднегорный
 И  НИЗКОГОР'НЫЙ
 500
 1300
 2901
 Приохотский.
—  1.3.9
 Расчлененная
эрозией  аккуму¬
лятивная  равнина
 100
 250
 581
 это  указывает  более  спокойное  залегание  отложений  перми,  триа¬
са  и  юры,  а  также  небольшой  послескладчатый  денудационный
срез.  На  плоскогорьях  выявлены  впадины  —  участки,  отставшие
в  поднятиях.
 Климатические  условия  провинции  также  иные,  чем  в  обрам¬
ляющих  горах:  меньше  осадков,  а  температурные  контрасты  от
зимы  к  лету  крайне  велики.  В  этой  провинции  находится  «полюс
холода»  северного  полушария.
 Внутренние  различия  позволяют  разделить  провинцию  на  три
геоморфологические  области:  Янскую,  Оймяконо-Нерскую  (Инди-
гирскую)  и  Колымскую.  Различия  рельефа  в  основном  определя¬
ются  свойствами  субстрата  и  характером  неотектониче.ских  дви¬
жений.  Однако  важную  роль  играет  и  положение  провинции  по
отношению  к  главным  базисам  эрозии.  Бели  Яна  течетов  оснокном
вдоль  орографических  линий  и  неоген-четвертичные  дифференци¬
рованные  поднятия  только  в  малой  степени  препятствуют  распро-
 222

хранению  эрозионного  вреза  по  речным  долинам,  то  Индигирка,
прежде  чем  выйти  к  морю,  должна  пересечь  горную  систему  Чер¬
ского  в  самом  высоком  месте.  Последнее  ослабляет  эрозию  в  вер¬
ховьях  реки.  Верхнеколымское  нагорье  дренируется  Колымой,
которая  пересекает  нагорье  Черского  там,  где  высоты  его  невели¬
ки,  и,  следовательно,  его  поднятие  почти  не  оказывается  на  проник¬
новении  эрозионного  вреза  в  верхнюю  часть  бассейна  Колымы.
 Янская  область.  Рельеф  большой  части  Янской  области  —  пло¬
скогорный.  Только  в  полосе,  прилегающей  к  нижнему  течению
р.  Олой  и  среднему  течению  р.  Бытантай,  местами  рельеф  почти
равнинный.  Низкогорным  или  платообразным  рельефом  отличается
хребет  Кулар,  склоны  которого  постепенно  сливаются  с  плоско¬
горьем  и  прилегающими  низменностями.  В  осевой  части  Кулара,
подвергшейся  значительному  денудационному  срезу,  на  поверх¬
ность  выведены  граниты.  С  мощными  .батолитами  гранитов  и  гра-
нитоидов  связаны  Нельгесинский,  Терехтянский,  Неныдельгинский
хребты,  массив  Улахан-Ыннах.  Хребты  и  массивы  по  площади
меньше  Кулара,  но  высоты  их  больше  (до  1800  м).  Рельеф  низко-
горный,  местами  среднегорный.  Густота  и  глубина  эрозионного
расчленения  и  ширина  междуречных  пространств  постепенно  убы¬
вает  по  мере  удаления  от  главных  речных  артерий.  Наиболее
расчленена  местность  по  нижнему  течению  Яны  и  ее  главным
притокам.  В  южной  части  плоскогорья  урезы  даже  крупных  рек
лежат  на  абсолютных  отметках  500—600  м.  И  хотя  к  югу  увели¬
чиваются  абсолютные  высоты  междуречных  пространств,  расчле¬
ненность  рельефа  уменьшается.  В  районе  Дербекинской  впадины
рельеф  становится  почти  равнинным.
 По  относительно  пониженным  участкам  Янского  плоскогорья
в  разных  частях  бассейна  верхнего  течения  р.  Адычи  располагаются
тектонические  понижения  рельефа,  в  пределах  которых  наблюда¬
ется  холмистый  равнинный  рельеф.  В  его  строении  принимают
участие  валунно-галечные  отложения.  На  Янском  плоскогорье
выделяются  шесть  геоморфологических  районов.
 Область  Оймяконо-Нерская.  И  Оймяконское,  и  Нерское  пло¬
скогорья  по  высотам  выровненных  вершинных  поверхностей
(1000—1600  м)  намного  превосходят  плоскогорья  бассейна  Яны.
На  трех  четвертях  площади  области  рельеф  междуречий  выров¬
ненный,  часто  совершенно  плоский.  Вместе  с  тем  долины  рек  вре¬
заны  на  200—300  м.  Поблизости  от  крупных  рек  можно  видеть
резкие  «бровки  и  крутые  склоны.  Таковы  долины  Индигирки  ниже
пос.  Оймякона  и  ее  крупных  притоков  в  нижнем  течении,  Неры
ниже  устья  р.  Тымтея.
 Возвышенные  участки  плоскогорья  связаны  с  гранитными  бато¬
литами  мелового  возраста,  частично  или  полностью  вскрытыми
денудацией.  Местами  сохранились  от  размыва  верхнемеловые  эф-
фузивы,  слагающие  массивные  междуречья,  слабо  возвышающиеся
над  общим  уровнем  плоскогорья.
 Оймяконское  и  Нерское  плоскогорья  разделены  высоким  хреб¬
том  Тас-Кыстабыт  (Оарычева).  Высоты  хребта  до  2300  м.  Он
 223

отличается  резкими  альпийскими  (ледниковыми)  формами  релье¬
фа.  У  северного  подножья  Тас-Кыстабыта  четко  выражен  леднико¬
вый  аккумулятивный  рельеф,  сформированный  'во  время  последне¬
го  оледенения.  Относительные  -высоты  конечноморенных  гряд
и  в  настоящее  время  еще  достигают  40—60  м.  К  ним  прилегает
полоса  зандров.  Несколько  меньше,  чем  Тас-Кыстабыт,  приподня¬
ты  район  Тарьгнского  блока  и  его  продолжение  на  левобережье
Индигирки.  Ледниковые  формы  в  этой  области  выражены  хуже.
Эрратические  валуны  сохранились  от  эпохи  максимального  оледе¬
нения  на  плоских  поверхностях  междуречий  повсюду,  где  побли¬
зости  расположены  высокие  хребты.  Область  разделена  на  шесть
районов.
 Область  Верхнеколымская.  По  абсолютным  высотам  вершинных
поверхностей  междуречий  бассейн  верхнего  течения  Колымы  поч¬
ти  не  отличается  от  Оймяконского  и  Нерского  плоскогорий.  Отно¬
сительные  высоты  гораздо  больше.  Горные  массивы,  сложенные
гранитоидами,  резко  возвышаются  среди  междуречий,  сложенных
осадочными  породами  верхоянского  комплекса.  В  неогене  и  четвер¬
тичном  периоде  резко  возросла  общая  высота,  и  контрасты  высот
за  счет  более  интенсивного  поднятия  гранитоидных  батолитов
стали  'значительно  больше.  Благодаря  низкому  положению  основ¬
ного  базиса  эрозии  и  денудации  Колыма  и  ее  главные  притоки
повсеместно  сформировали  глубокие  долины.  Податливость  к  раз¬
мыву  песчаников  и  алевролитов  верхоянского  комплекса  обусло¬
вила  относительно  большую  ширину  речных  долин.  В  пределах
гранитоидных  массивов  долины  узкие  и  часто  несут  следы  ледни¬
ковой  обработки.  Рельеф  сложенных  гранитами  горных  хребтов
ледниковый.  У  подножий  крупных  гранитных  массивов  наблюда¬
ются  моренные  гряды.  В  то  же  время  в  приводоразделшых  частях
даже  самых  высоких  хребтов  сохранились  фрагменты  древнего
выравненного  рельефа.  На  блоках,  отставших  в  поднятии,  есть
участки  с  аккумулятивным  выровненным  рельефом,  но  в  отличие
от  Оймяконского  и  Нерского  плоскогорий  они  занимают  в  Верхне¬
колымской  области  небольшую  площадь.  В  делом  выровненный
древний  рельеф  в  данной  области  почти  целиком  уничтожен  эро¬
зией.  Выделяются  семь  районов  (табл.  38).
 Провинция  горная  система  Черского
 Горная  система  (нагорье)  Черского  (протягивается  на  1300  км.
На  юго-востоке  она  примыкает  к  Охотско-Чукотскому  вулканоген¬
ному  поясу,  а  на  северо-западе  слепо  оканчивается  близ  устья
Я'ны,  не  доходя  150  км  до  берега  моря  Лаптевых.  Наибольшая
ширина  горной  системы  250  км.
 Рельеф  нагорья  Черского  имеет  следующие  специфические
черты,  отличающие  его  от  других  горных  сооружений.  Северо-
Востока  СССР: 	х
 1. 	Горная  система  Черского  не  обладает  монолитностью  (в  от¬
личие  от  Верхоянско-Сунтархаятинской  горной  системы):  седло-
 224

Таблица  38.  Области  и  районы  Яно-Оймяконо-Колымской
геоморфологической  провинции.—  II
 Преобладающие
высоты,  м
 Область
 Район
 Преобладающие  типы  рельефа
 относи¬
 тельные
 абсолют¬
 ные
 макси¬
 мальные
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Янская.—
 —  ил
 Омолоиский.—
ПАЛ
 Сопочный  и  равнин¬
ный
 150
 400
 1127
 Куларский.—
II.1.2
 Низкогорный
 300
 600
 1289
 Верхнеянекий.—
11.1.3
 Плоскогорный
 250
 700
 1211
 Нижнея  некий.—
11.1.4
 Плоскогорный,  силь-
норасчлененный
 400
 600
 782
 Адычанский.—
II.1.5
 Плоскогорный,  низ¬
когорный,  среднегор¬
ный
 200
 800
 1768
 Дербекинский.—
11.1.6
 Равнинный  'И  пло¬
скогорный
 100
 1000
 1583
 Оймяко-
 но-Нерская.
 ОЙМЯКОНСКИЙ.'—
 II.2.1
 Плоскогорный
 300
 1500
 2152
 —  II.2
 Эльги  некий.
—11.2.2
 Плоскогорный  и  низ-
когорный
 300
 1400
 1607
 Тарынский.—
11.2.3
 Плоскогорный,  сред¬
негорный
 500
 1700
 1982
 Тас-Кыстабыт-
ский  —  II.2.4
 Среднегорный  и  вы¬
сокогорный
 500
 2000
 2341
 Нерский.—11.2.5
 Плоскогорный  и  низ¬
когорный
 250
 1200
 1491
 Улахан-Чистай-
ский.—  II.2.6
 Равнинный  и  низ¬
когорный
 200
 1400
 2080
 Верхне-
колым¬
ская.—  II.3
 Берелехский.—
11.3.1
 Низкогорный
 500
 1100
 2100
 Дебинско-Бохап-
чииский.—  II.3.2
 Среднегорный  и  лед¬
никовый
 800
 1400
 2285
 15  1400
 225

Продолжение  табл.  38
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 А\ян-Ю,рях>ский.
—  II.3.3
 Низкогорный  'и  сред-
негор'ный
 500
 1200
 1605
 Хатыннах-Дет-
ринский.—  11.3.4
 Среднегорный
 600
 1600
 2068
 Нерк>ч  и  -  Ншшко-
би  некий.—  II.  3.5
 Низкогорный
 400
 1200
 1
 1670
 1
 Берендж'инский.
—  II.3.6
 Ледниковый  и  ■  низ¬
кого  рный
 500
 1600
 2151
 Хиникенский.—
11.3.7
 Низкогорный,  места¬
ми  равнинный  акку¬
мулятивный
 200
 1300
 1800
 вины,  впадины  и  понижения  разобщают  его  на  хребты
и  массивы.
 2. 	Вдоль  оси  нагорья  протягивается  полоса  линейно-вытянутых
впадин.  Горные  хребты  и  впадины  по  основным  чертам  рельефа
сходны  с  Байкальским  «рифтом».  Правда,  опускания  по  «осевой
системе  впадин»  здесь  не  столь  значительны,  а  мощности  рыхлых
неоген-четвертичных  отложений  заметно  меньше,  чем  во  впадинах
байкальского  типа.
 3. 	Горные  хребты  и  массивы  горной  системы  Черского  —  мапма-
тогенные  структуры  —  воздымающие-ся  батолиты  позднего  мезозоя.
Часто  по  периферии  хребтов  констатируются  разломы,  иногда  они
пересекают  горные  хребты  вдоль  по  простиранию.
 4. 	Нагорье  расположено  на  границе  сплошного  распростране¬
ния  мощных  толщ  верхоянского  комплекса  (пермь,  триас,  юра)
и  области  выходов  осадочных  пород  нижнего  и  среднего  палео¬
зоя,  поэтому  на  многих  тектонических  картах  хребты,  лежащие
к  северонвостоку  от  осевой  нпадины,  относятся  к  платформенным
образованиям,  расположенным  по  раздробленному  краю  Колым¬
ской  плиты.  Однако  мощность  осадочной  юры  в  Момском  хребте
превышает  7000  м  и  вряд  ли  возможно  рассматривать  его  как
платформенное  сооружение.
 В  общем  горная  система  Черского  —  свод  с  «просевшей»  осе¬
вой  частью.  Поднятие  свода  началось  еще  в  конце  мезозоя,  о  чем
свидетельствует  толща  позднемеловых  континентальных  песчани¬
ков  и  конгломератов  у  подножья.  Небольшие,  но  повсеместно
 226

наблюдаемые  фрагменты  олигоцен-миоценовой  поверхности  вы¬
равнивания  указывают  на  длительное  преобладание  процессов
деструкции  (поздний  мел  —  палеоген).  В  провинции  выделены
три  геоморфологические  области:  две  по  периклиналям  свода
и  одна  в  центральной  его  части,  где  преобладают  магматогенные
структуры.
 Область  Селеняхская.  В  осевой  части  горной  системы,  на  се¬
веро-западной  периклинали,  расположена  Селеняхская  впадина.
Над  ней  возвышаются  короткие  и  узкие  горные  хребты.  Ближе
к  средней  части  нагорья  Черского  высоты  более  2000  м.  Северо-
западнее  горы  становятся  все  ниже  и  ниже.  Широко  распростра¬
нены  ледниковые  формы  рельефа.  Область  разделена  на  три
района.
 Область  Чимальгинско-Улаханская.  Горная  система  в  средней
части  образована  несколькими  хребтами,  отделенными  друг  от
друга  глубокими  понижениями,  прямолинейность  которых  указы¬
вает  на  их  связь  с  зонами  разломов.  Горы  подвергались  древ¬
нему  олёденению.  Довольно  значительно  современное  оледенение,
сосредоточенное  на  хребте  Улахан-Чистай,  достигающем  в  Боур-
дахском  массиве  наибольшей  высоты  для  всего  Северо-Восто¬
ка—  3147  м.  В  других  хребтах  известны  лишь  каровые  и  висячие
ледники.  В  нижних  ярусах  гор  рельеф  среднегорный,  эрозионный.
 Все  главные  хребты  и  массивы  —  магматогенные  структуры.
Граниты  прорывают  в  основном  мезозойские  отложения  —  моно¬
тонную  толщу  песчаников,  алевролитов  и  глинистых  сланцев,  сла¬
гающих  обширный  древний  синклинорий.  В  Улахан-Чистайском
и  Чимальгинском  хребтах,  примыкающих  к  Момской  впадине,
раннемеловые  граниты  прорывают  сильно  дислоцированные  отло¬
жения  нижнего  палеозоя.
 От  средней  части  горной  системы  ответвляется  хребет  Тас-
Кыетабыт,  описанный  выше.
 Днище  Момской  впадины,  достигающее  в  ширину  80  км,  за¬
полнено  выносами  с  гор,  в  том  числе  ледниковыми  и  флювиогля-
циальными.  Среди  равнинных  пространств  поднимаются  невысо¬
кие  возвышенности,  сложенные  континентальным  мелом.
 Если  основное  поднятие  нагорья  Черского  в  структурном  от¬
ношении  представляет  собой  синклинорий,  осложненный  много¬
численными  гранитными  батолитами,  то  Момский  хребет  являет¬
ся  широким  и  монолитным  антиклинорием,  осложненным  на  се¬
веро-западе  синклинальными  складками  более  низкого  порядка.
В  юго-восточной  части  в  ядре  антиклинория  выходят  породы  ор¬
довика,  силура  и  девона.
 Своей  монолитностью  горный  вал  Момского  хребта  резко  от¬
личается  от  горного  сооружения,  лежащего  по  другую  сторону
Момской  впадины.  Речные  долины,  междуречья  и  ледниковые
формы  имеют  относительно  менее  резкие  очертания,  чем  анало¬
гичные  формы  в  гранитах  Улахан-Чистайского  хребта.
 В  пределах  области  выделено  пять  геоморфологических  рай¬
онов.
 227

Таблица  39.  Области  и  районы  геоморфологической  провинции  Горная
система  Черского.—  III
 Преобладающие
высоты,  м
 Область
 Район
 Преобладающие  типы
рельефа
 относи¬
 тельные
 абсолют¬
 ные
 макси¬
 мальные
 [
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Селенях-
ская.—
 III.1
 Хадара.н-;Курды-
динский.—  II  1.1.1
 Ледни'КО'Вый  и  низ-
когорный
 700
 1400
 2185
 Томмотско-Нем-
чукчанский.—
 III.1.2
 Ледниковый  и  низ¬
когарный
 700
 1500
 2002
 Селеняхский.—
II  1.1.3
 Холмистая  равнина
 100
 300
 400
 Чималь-
гинско-Ула-
ханская.—
II  1.2
 Чабагалахский.—
II  1.2.1
 Ледниковый
 700
 2100
 2703
 Улахан-Чистай-
ский.—  III.2.2
 Ледниковый
 800
 2000
 3147
 Момский.—  III.2.3
 Равнины  леднико¬
вые,  пролкжиалыные
 200
 400
 1000
 Момско-Гармы-
чан'С'К'ий.—  II  1.2.4
 Ледниковый  и  сред¬
негорный
 500
 1630
 2533
 СеверснВосточ-
ный.—  III.2.5
 Низкагорный  и  со¬
почный
 300
 300
 558
 .  Сеймчан-
ская.—  III.3
 Оханджа-Чорго-
'Негаяхский.—
 II  1.3.1
 Ледниковый  и  низ-
когорный
 500
 1500
 2332
 Ат-Юрях-Бу-юн-
динский.—  II  1.3.2
 Низкогорный
 400
 1200
 1601
 Таскано-Буюн-
дин'ский.—  II  1.3.3
 Равнинный  аккуму¬
лятивный
 200
 600
 1031
 Полярненский.—
 111.3.4
 Низкогориый
 300
 1000
 2038
 Балыгачанский.
—  III.3.5
 Низкого  рный
 400
 800
 1682
 Поповский.—
111.3.6
 Сопочный  и  равнин¬
ный
 150
 300
 1000
 228

Область  Сеймчанская.  На  юго-восточном  замыкании  горной
системы  Черского  (периклинали)  впадина  по  оси  нагорья  стано¬
вится  прерывистой  и  распадается  на  ряд  параллельно  или  кули¬
сообразно  расположенных,  относительно  узких  и  неглубоких  впа¬
дин  (впадины  в  бассейнах  рек  Омулевки,  Таскана,  Большого  Су-
дара).  Только  Сеймчан-о-Буюндинскую  впадину  (крайняя  юго-
восточная  из  этой  системы  впадин)  по  ширине  и  глубине  можно
сравнить  с  Момской.  На  юго-восточной  периклинали  свода  ниже
становятся  и  обрамляющие  впадину  горные  хребты.  Среднегор¬
ный  рельеф  сменяется  низкогорным.  Ледниковые  формы  рельефа
приурочены  к  самым  поднятым  хребтам  и  массивам.  У  их  подно¬
жий  местами  сохранился  сильно  измененный  позднейшей  эрозией
аккумулятивный  ледниковый  рельеф.  В  области  выделено  шесть
геоморфологических  районов  (табл.  39).
 Юкагиро-Амойская  провинция
 Провинция  расположена  с  «материковой»  стороны  мел-палео-
генового  вулканогенного  пояса.  По  особенностям  залегания  сла¬
гающих  осадочных  пород,  преимущественно  палеозойских,  в  мень¬
шей  мере  мезозойских,  фундамент  представляет  собой  сильно
раздробленную  эпигерцинскую  платформу.  Многочисленны  позд¬
немеловые  гранитные  интрузии,  выраженные  в  рельефе  в  виде
горных  массивов  изометричной  в  плане  формы.  Очень  много  ма¬
лых  интрузий—штоков.
 Поднятия  неоген-четвертичного  времени  не  создали  в  провин¬
ции  высоких  горных  хребтов  и  массивов.  Лишь  в  редких  случаях
вершины  гор  поднимаются  выше  1700  м.  Преобладают  высоты
вершин  междуречий  порядка  1000—1300  м.  Незначительная  вели¬
чина  поднятий  способствовала  выработке  пологих  продольных
профилей  рек,  выположенности  склонов  и  в  целом  привела
к  сглаженности  рельефа.  Однако  там,  где  неоген-четвертичные
движения  были  сильно  дифференцированными,  наблюдается
глубокая  и  густая  расчлененность  рельефа.  Особенно  большую
площадь  занимает  денудационно-вулканический  рельеф.  Ледни¬
ковые  формы  рельефа  ‘распространены  ограниченно.  Южнее  Ча-
унской  губы,  в  обширной  полосе,  прилегающей  к  нижнему  тече¬
нию  Большого  Анюя,  вдоль  побережья,  близ  устья  р.  Амгуэмы,
по  берегам  Колючинской  губы  наблюдаются  сравнительно  моло¬
дые  аккумулятивные  равнины,  в  строении  которых  принимают
участие  морские,  дельтовые  и  речные  отложения.  Слабее  расчле¬
нен  рельеф  на  юго-западе  провинции  —  на  Юкагирском  плоско¬
горье.
 По  комбинации  низкогорного  рельефа  с  другими  типам-и
рельефа  в  пределах  суши  выделяются  три  геоморфологические
области.  В  эту  провинцию  входят  и  две  субаквальные  области:
1)  область  Чаунско-Медвежинского  шельфа  и  2)  Чукотско-Вран-
гелевская  шельфово-островная  область.
 229

Юкагирская  область.  Юкагирское  плоскогорье  почти  повсеме¬
стно  расчленено  долинами  рек,  особенно  вблизи  Колымы  и  ее
крупных  притоков  (Суга,  Коркодон  и  Омолон  с  Олоем).  Низко¬
горные  кряжи  и  хребты  по  высоте  довольно  близки,  в  вершинных
частях  сохраняются  выровненные  структурные  поверхности.  Гра¬
нитные  массивы  лишь  незначительно  выступают  над  общим  уров¬
нем  междуречий,  сложенных  осадочными  породами  палеозоя.
Многочисленны  широкие  и  пологосклонные  понижения,  приле¬
гающие  к  речным  долинам  и  представляющие  тектонические  деп¬
рессии.  Для  всего  плоскогорья  характерны  мезоформы  рельефа,
обусловленные  длительной  препарировкой  структуры  агентами
денудацйи.  Монотонность  рельефа  нарушается  впадинами  >и  от¬
дельными  резко  приподнятыми  грядами  и  массивами.  В  пределах
области  выделено  восемь  районов  (табл.  40).
 Анюйско-Чаунская  область.  Рельеф  области  разнообразнее,
чем  на  Юкагирском  плоскогорье.  В  Анюйско-Чаунской  области
есть  районы  с  аккумулятивным  равнинным  рельефом.  Так  же,
как  в  нагорье  Черского,  многочисленны  гранитные  массивы
(магматогенные  структуры),  возвышающиеся  над  низкогорьями,
сложенными  осадочными  породами.  К  этим  наиболее  приподня¬
тым  массивам  приурочен  ледниковый  альп-инотипный  рельеф.
Местами  наблюдается  плоскогорный  рельеф,  связанный  с  покро¬
вами  эффузивов.  Линейно-вытянутые  сравнительно  короткие  гор¬
ные  хребты  разнообразно  ориентированы.  Речные  долины  глубо¬
ко  врезаны,  чему  способствует  низкое  положение  базиса  эрозии.
Небольшую  площадь  занимают  относительно  пониженные  участ¬
ки,  отставшие  в  поднятии  в  неоген-четвертичное  время.  В  обла¬
сти  выделено  семь  районов.
 Область  Северо-Чукотская.  Она  вытянута  вдоль  берега  Чукот¬
ского  моря.  Большая  часть  ее  гористая.  Горы  невысокие.  На  вос¬
токе  их  вершины  редко  достигают  высоты  1000  м.  Восточная
часть  территории  тектонически  сильно  раздроблена,  причем  зоны
дроблений  проработаны  и  существенно  углублены  речной  эро¬
зией.  Многочисленны  гранитные  интрузии,  с  которыми  связаны
наиболее  возвышенные  массивы.  Для  гор,  лежащих  на  запад  от
р.  Амгуэмы,  характерны  несколько  большие  высоты  (1500  м)
и  монолитность  поднятия,  нарушаемая  только  большей  припод¬
нятостью  гранитных  массивов.  Положение  в  высоких  широтах
и  близость  холодных  водных  пространств  способствовали  разви¬
тию  оледенения,  которое  оставило  -в  'рельефе  многочисленные
следы.
 Аккумулятивные  равнины  имеют  неглубоко  залегающее  склад¬
чатое  основание.  Область  подразделена  на  пять  районов.
 Охотско-Чукотская  провинция
 Охотско-Чукотский  вулканогенный  пояс  протягивается  вдоль
окраины  Азиатского  материка.  На  западе  у  Охотска  он  примы¬
кает  к  раздробленному  Охотскому  древнему  массиву.  За  Охот-
 230

Таблица  40.  Области  и  районы  Юкагиро-Анюйской  геоморфологической
провинции.—  IV
 Преобладающие  высоты,  м
 Область
 Район
 Преобладающие  типы
рельефа
 относи¬
 тельные
 абсолют¬
 ные
 макси¬
 мальные
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Юкагир¬
ская.—
 IV.1
 Чубукулахский.
—  IV.1.1
 Низкогор-ный
 300
 600
 1128
 У'сть-Сугойский.
—  IV.  1.2
 Низкогорный
 400
 800
 962
 Омолон-iKapKO-
донский.—  IV.  1.3
 НиЗКОГОрНЫЙ
И  СО'ПОЧНЫЙ
 200
 500
 1185
 Кедан-'Кор'КОдон-
ский.—  IV.1.4
 Низкогорный
и  сопочный
 300
 700
 1431
 Омолонский.—■
IV.1.5
 Низкогорный
и  плоскогорный
 500
 600
 1126
 Уш-урукчанский.
—  IV.1.6
 Низкогорный
и  плоскогорный
 500
 800
 1685
 Кедон-Сугойский.
—  IV  .1.7
 Низкогорный
и  плоскогорный
 400
 600
 1815
 ■Предохотский.—
IV.1.8
 'Сопочный  и  низ¬
когорный
 300
 800
 1550
 Анюйско-
Чау-нская.
—  IV.2
 Чаунская  равни¬
на.—  IV.2.1
 Равнинный  с  ост¬
ровными  горами
 500—800
 50
 863
 Анюйская  равни¬
на.—  IV.2.2
 Равнинный  1C  ост¬
ровными  торами
 50
 50
 50
 Бахихчанский.—
IV.2.3
 Низкогорный
 350
 500
 1250
 АнЮЙСКИЙ.—:
IV.2.4
 Низкогорный
и  среднегорный
 300--600
 800
 1775
 Билибинский.—
 IV.2.5
 Низкогорный
и  ледниковый
 600
 900
 1853
 Раучанский.—
IV.2.6
 Низкогорный
и  ледниковый
 600
 700
 1775
 231

Продолжение  табл.  40
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Певекский.—
IV.2.7
 •НиЭКОГО'р'НЫЙ
 300
 600
 1123
 С  ев  ер  о  -
чукотская.
—  IV.3
 Экиататкжий.—
IV.  3.1
 Низкого  рный
и  ледниковый
 400
 900
 1522
 Среднечукотский.
—  IV.3.2
 Низкогорный
и  ледниковый
 350
 700
 1508
 Тенканыйский.—
IV.3.3
 Низ.когорный
и  ледниковый
 300
 800
 967
 Ванкаремский.—
IV.3.4
 Равнинный  с  ост¬
ровными  горами
 50
 100
 426
 Колючинский.—
IV.3.5
 Равнинный
 100
 150
 586
 ским  массивом  вдоль  Охотского  моря  располагается  вулканиче¬
ский  пояс  Джугджура,  а  еще  южнее  —  Сихотэ-Алинь.  На  северо-
востоке  за  Беринговым  проливом  вулканический  пояс  продолжа¬
ется  на  Аляске.
 Следовательно,  рассматриваемая  геоморфологическая  провин¬
ция—  'часть  своеобразной  зоны,  вытянутой  вдоль  тсрая  (материка
Евразии.  От  нее  в  сторону  океана  лежат  шельфы  краевых  морей,
островные  дуги  и  материковый  склон.  Если  в  настоящее  время
вулканический  пояс,  ограничивающий  Тихий  океан,  лежит  в  зоне
островных  дуг,  то  в  мелу  и  палеогене  он  располагался  на  месте
Охотско-Чукотского  пояса  и  его  продолжении  в  Америке  и  зару¬
бежной  Азии.  Ширина  вулканогенного  пояса  150—200  км.  Места¬
ми  он  расширяется  до  300  км,  а  на  некоторых  участках  сужива¬
ется  до  100  км.  Рельеф  в  пределах  вулканогенного  пояса,  исклю¬
чая  днища  многочисленных  внутригорных  впадин,  гористый.
Горы  невысокие.  Вершины  поднимаются  до  1500  м  и  лишь  от¬
дельные  (гранитоидные)  массивы  возвышаются  до  1800  м  или
немногим  более.
 Рельеф  вулканогенного  пояса  определен  в  основном  неоген-
четвертичными  дифференцированными  поднятиями,  вызвавшими
эрозионное  расчленение  существовавшего  в  конце  палеогена  от-
 232

носительно  выровненного  рельефа.  С  течением  времени  наиболее
устойчивые  к  денудации  горные  породы  все  резче  выступали
в  рельефе  как  горные  массивы,  гряды  и  цепи.  Отдельные  гранито-
идные  массивы  в  неоген-четвертичное  время  и  поднимались  не¬
сколько  интенсивнее  окружающих  пространств.  Обращает  внима¬
ние  раздробленность  краевых  частей  пояса,  прилегающих  к  аква¬
ториям.  Равнинность  дна  внутригорных  впадин,  как  и  дна  приле¬
гающей  части  Охотского  и  Берингова  морей,  обусловлена  акку¬
муляцией.
 Проявление  вулканизма  и  препарировка  вулканоструктур  про¬
текают  по-разному  в  разных  частях  пояса.  Это  позволило  разде¬
лить  его  на  три  геоморфологические  области  (в  пределах  суши).
 Магаданская  область.  Современный  рельеф  этой  части  вулка¬
ногенного  пояса  не  имеет  ничего  общего  с  построенным  вулкани¬
ческим  рельефом  современных  вулканических  областей.  Первич¬
ный  рельеф  глубоко  срезан  денудацией,  отпрепарировавшей  инт¬
рузивы,  и  они  выступают  в  рельефе  в-виде  горных  массивов.  Выс¬
тупают  в  рельефе  также  прочные  гипабиссальные  и  эффузивные
породы.  Они  слагают  пластовые  тела,  некки,  дайки.  Препариров¬
ка  вырисовывает  всю  сложность  строения  вулканических  толщ.
По-разному  выступают  в  рельефе  также  кальдеры  обрушения,
грабены  и  горсты,  созданные  сопутствовавшими  вулканизму  тек¬
тоническими  движениями.  Многие  наиболее  высокие  массивы
и  хребты  имеют  инверсионное  строение.  Например,  Омсукчанский
хребет  (длиной  400  км)  в  структурном  отношении  является  гра-
бен-синклиналыо.
 Приохотская  часть  вулканогенного  пояса  обнаруживает  «зо¬
нальное  строение».  К  Охотскому  морю  прилежит  сильно  раздроб¬
ленная  полоса,  где  в  ряде  грабенов  сформировались  аккумуля¬
тивно-денудационные  равнины.  Денудационный  срез  наибольший
в  пределах  области;  интрузии  имеют  более  древний,  чем  разломы
(раннемеловой),  возраст.  Далее  от  моря  следует  полоса  с  глубо¬
ко  '.расчлененным  эрозионным  горным  рельефом.  Однако  тектони¬
ческая  раздробленность  меньше  и  нет  грабенов,  заполненных
рыхлыми  отложениями.  В  строении  этой  полосы  принимают  уча¬
стие  преимущественно  позднемеловые  породы.  В  третьей  полосе
долины  крупных  рек  прорезали  толщи  эффузивов,  вскрыв  осадоч¬
ные  отложения.  Вулканогенные  отложения  в  этой  полосе  наибо¬
лее  молодые  —  преобладают  палеогеновые  эффузивы,  еще  сохра¬
няются  остатки  щитовых  вулканических  аппаратов.  В  этом  рай¬
оне  меньше  общая  мощность  вулканитов,  меньше  гранитных  мас¬
сивов,  но  и  эрозионный  срез  наименьший.  Рельеф  менее  расчле¬
ненный,  иногда  плоскогорный  (Ольское  плато).
 По  всему  поясу  в  рельефе  сохранились  следы  оледенения,  осо¬
бенно  четкие  в  высоких  прибрежных  хребтах.  В  пределах  обла¬
сти  выделено  девять  геоморфологических  районов.
 Гыданская  область.  Это  наиболее  широкая  и  монолитная
часть  Охотско-Чукотского  вулканогенного  пояса.  В  этой  области
нет  такой  сильной  раздробленности,  как  в  предыдущей.  Высота
 233

Таблица  41.  Области  и  районы  Охотско-Чукотской  геоморфологической
 провинции.—  V
 Преобладающие
высоты,  м
 Область
 Район
 Преобладающие  типы  рельефа
 относи¬
 тельные
 абсолют¬
 ные
 макси¬
 мальные
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Магадан¬
ская.—  V.1
 Ка  винский.—
V.1.1
 Низкогорный  и  рав¬
нинный
 300
 800
 1382
 Магаданский.—
V.1.2
 Низкогорный  и  рав¬
нинный
 200
 600
 1135
 Кони-Пьяги'н-
ский,—  V.  1.3
 Низкогорный  и  лед¬
никовый
 800
 1100
 1587
 Гижигинско-Па-
реньский.—  V.  1.4
 Раенюнмый  и  сопоч¬
ный
 100
 200
 751
 Тайгоносский.—■
V.1.5
 Низкогорный  и  лед¬
никовый
 600
 1100
 1483
 Яма-Я'нсмий.—
V.1.6
 Низкогорный
 400
 1200
 1828
 Туманымский.—
V.1.7
 Низкогорный
 300
 1100
 1762
 Хур  э  н  -  О  л  ьши  й.—
V.1.8
 Низкогорный  и  пло¬
скогорный
 300
 1300
 1887
 О  м  сукч  а  иски  й.  —
V.1.9
 Низкогорный  и  сред¬
негорный
 500
 1400
 1962
 Гыдан-
ская.—  V.2
 Пектымельский.—
V.2.1
 Среднегорный  и  лед¬
никовый
 500
 1400
 1810
 Пикарваамский.
—  11.2.2
 'Плоскогорный  и  низ-
когорный
 400
 1000
 1208
 Илирнейский  —
V.2.3
 Среднегорный  и  лед¬
никовый
 500
 1300
 1662
 Анадырский.—
V.2.4
 Плоскогорный
 300
 800
 1116
 Щучий.—  V.2.5
 Низкогорный
 300
 900
 1465
 234

Продолжение  табл.  41
 1
 2
 3
 4
 5
 б
 Пенжинский.—
1/.2.6
 Плоскогорный  и  низ¬
когорный
 400
 1200
 1503
 Я'РО'ПОЛЬОКИЙ.—
 V.2.7
 Плоскогорный
 350
 1200
 1496
 Вер  х.и  е  о  л  о  й  ок  и  й.
—  11.2.8
 Плоскогорный  и  Н'ИЗ-
когорный
 300
 1300
 1797
 Южночу¬
котская.—
V.3
 Южночукотский.
—  V.3.1
 Низкогорный  и  лед¬
никовый
 500
 700
 1158
 Канчаланский.—
V.3.2
 Низкогорный  и  лед¬
никовый
 400
 600
 1034
 Амгуэмский.—
V.3.3
 Равнинный
 50
 200
 553
 Танюрер-Экитык-
ский.—  V.3.4
 Среднегорный  и  лед¬
никовый
 600
 1100
 1707
 Пекульнейский.—
1/.3.5
 Среднегорный  и  лед¬
никовый
 500
 1200
 1843
 Золотой.—  V.3.6
 Низкогорный
 300
 500
 1012
 Конгальинский.—
1/.3.7
 Сопочный  и  равнин¬
ный
 50
 200
 348
 вершинных  поверхностей  междуречных  пространств  меняется  по¬
степенно.  В  строении  рельефа  повсеместно  господствуют  разно¬
образные  в  деталях  и  монотонные  в  целом  вулканогенные  толщи.
Гранитоидные  батолиты  немногочисленны,  но  они  повсюду  высту¬
пают  в  рельефе  в  виде  горных  хребтов  и  массивов.  Сравнительно
много  гранитоидных  массивов  на  самом  севере,  где  наибольшие
высоты  и  ледниковый  рельеф.  На  западе  области  гранитоидные
массивы  группируются  в  цепочки,  образуя  горные  хребты  с  лед¬
никовыми  формами  рельефа.  Большая  часть  области  обладает
плоскогорным  рельефом.  Долины  врезаны  глубоко,  однако  на
междуречьях  сохранился  плоский  рельеф.  В  формах  мезорельефа
повсеместно  находит  отражение  препарировка  вулканоструктур.
На  юго-востоке  близ  низменностей  плоскогорья  сильно  расчлене¬
ны.  Эти  участки  носят  название  хребтов  (Щучий,  Илирнейский
и  др.).
 В  пределах  области  выделено  восемь  районов  (табл.  41).
 235

Область  Южночукотская.  На  севере  вулканогенный  пояс  рез¬
ко  поворачивает  на  юго-восток,  уходит  под  воды  Берингова  моря
и  продолжается  уже  в  пределах  Аляски.  Тектонические  движения
неоген-четвертичного  времени  выделили  в  рельефе  хребты  и  впа¬
дины.  На  Чукотке  в  результате  проработки  эрозией  зон  тектони¬
ческого  дробления  вся  территория  расчленена  на  одновысотные
куполовидные  и  плосковерхие  массивы,  разделенные  глубокими
корытообразными  долинами  и  глубокими  седловинами.  Горные
поднятия  к  западу  от  залива  Креста  более  массивны,  но  также
глубоко  расчленены  долинами  рек.  На  западе  поднимается  узкий
и  длинный  хребет  Пекульней  с  резкими  формами,  созданными
оледенением.  В  формах  речных  долин  отчетливо  выражены  вул¬
каногенные  структуры.  Многочисленные  гранитоидные  массивы
и  на  Пекульнее,  и  на  Чукотке  возвышаются  на  несколько  сот
метров  над  междуречьями,  сложенными  эффузивами.
 В  области  выделено  семь  районов.
 Провинция  Яно-Индигиро-Колымская  равнина
 От  берегов  морей  Лаптевых  и  Восточно-Сибирского  до  под¬
ножья  горной  системы  Черского  и  Юкагирского  плоскогорья  рас¬
стилается  низменная  равнина  с  плоским  или  пологоволнистым
рельефом.  Над  равниной  поднимаются  низкие  плато  (Алазейское
и  Кондаковское)  или  невысокие  горные  кряжи  (Улахан-Сис
и  Полоусный).
 Принято  считать,  что  эта  провинция  в  структурном  отношении
примерно  соответствует  Колымской  плите  или  платформе.  Это
соответствие  и  определяет  однообразие  высот  и  незначительную
дифференциацию  неоген-четвертичных  тектонических  движений
в  ее  пределах.  Из  донеогеновых  пород  наиболее  распространены
юрские,  меловые  и  палеогеновые  отложения.  Меловые  и  палеоге¬
новые  породы  представлены  вулканогенными  разностями.  Мень¬
шую  роль  играют  девонские  отложения.  Широко  распространены
интрузивные  породы  —  граниты  и  гранодиориты.  Тела  интрузий
имеют  иногда  весьма  крупные  размеры.  Возраст  интрузий  мело¬
вой.  Эти  данные  позволили  предположить,  что  Колымская  плита
еще  не  полностью  консолидировалась  в  палеогене.  На  низменных
равнинах  поверх  чехла  осадочных  платформенных  отложений
залегают  четвертичные  отложения  континентального  и  морского
генезиса.  Дно  морей  Лаптевых  и  Восточно-Сибирского  является
продолжением  низменных  прибрежных  равнин.
 На  поверхности  низменных  равнин  много  озер.  На  многих
участках  суммарная  площадь  озер  составляет  половину  общей
площади  равнины.  Поблизости  от  речных  пойм  озер  значительно
меньше.
 Центральное  положение  в  пределах  провинции  занимают
возвышенные  плато.  Вдоль  берегов  морей  расположены  низмен¬
ные  равнины,  высота  которых  едва  достигает  100  м.  Местами  они
 236

далеко  вдаются  в  пределы  суши.  Узкая  полоса  наклонной  аккуму¬
лятивной  равнины  прилегает  к  подножью  гор  Черского.
 Территория  провинции  разделена  на  три  геоморфологические
области.
 Область  Приморская.  Равнина  редко  поднимается  до  100  м
высоты.  Большей  частью  ее  высота  над  уровнем  моря  20—50  м.
Речные  долины  врезаны  всего  на  10—'20  м.  Реки  Яна,  Колыма
и  Индигирка  и  в  настоящее  время  формируют  обширные  равни¬
ны,  изрезанные  множеством  проток.
 Фундамент  равнины  во  многих  местах  выходит  на  поверх¬
ность.  Это  обстоятельство,  а  также  данные  немногочисленных
буровых  скважин  позволяют  предположить,  что  мощность  рых¬
лых  отложений  лишь  изредка  превышает  200  м.  Ряд  исследовате¬
лей  рассматривает  монотонные  толщи  суглинков,  слагающих  по¬
верхность  равнины,  как  эоловые  образования.
 Характерная  особенность  рельефа  —  множество  замкнутых
котловин,  неглубоких,  но  часто  с  крутыми  бортами.  Большинство
котловин  занято  озерами.  Площадь  зеркала  озер  0,5—3  км2
и  меньше.  Образование  котловин  связано  с  термокарстовыми
процессами  или  с  современной  аккумуляцией.  Особенности  на¬
копления  аллювия  связаны  с  расположением  равнины  в  зоне  веч¬
ной  мерзлоты.  Область  подразделена  на  семь  районов.
 Область  Предгорная.  Равнина  вытянута  полосой  у  подножья
Момского  хребта.  Ее  ширина  около  100  км,  длина  650  км.  Сло¬
жена  она  рыхлыми  четвертичными  отложениями.  У  подножья
хребта  по  его  границе  с  невысокими  предгорьями  выходят  конти¬
нентальные  отложения  неогена.  Заметен  слабый  уклон  равнины
на  северо-восток.  Реки,  берущие  начало  в  Момском  хребте,  текут
по  уклону  субпараллельно,  имеется  несколько  случаев  бифурка¬
ции.
 Складчатый  фундамент  коренных  пород  не  выходит  на  по¬
верхность,  что  свидетельствует  о  большой  мощности  рыхлых  от¬
ложений.  По  данным  единичных  скважин,  она  достигает  несколь¬
ких  сот  метров.  Равнина  —  предгорный  прогиб,  заполнявшийся
осадками  еще  в  неогене.  Накопление  осадков  сопровождалось
опусканием.  В  четвертичном  периоде  аккумуляция  осадков  в  об¬
щем  компенсировалась  опусканием.
 Расчлененность  равнины  слабая.  На  поверхности  равнины  (на
междуречьях)  множество  неглубоких  термокарстовых  озер.
 Область  подразделена  на  два  района  (табл.  42).
 Область  Алазейско-Полоусненская.  Через  всю  область  протя¬
гивается  цепочка  кряжей  (Полоусный,  Улахан-Сис,  Суор-Уята),
образующая  ее  остов.  Наиболее  высокие  гранитоидные  массивы,
поднимающиеся  над  территорией,  сложенной  песчаниками,  алев¬
ролитами  и  сланцами  юры,  перми  и  девона.  Рельеф  кряжей  низ¬
когорный,  выположенный.  Несколько  большую  площадь  занима¬
ют  плато,  сложенные  субгоризонтальными  пластами  юры  и  по¬
кровами  позднемеловых  и  палеогеновых  эффузивов.  Основная
площадь  области  отличается  сопочным  рельефом.  На  приподня-
 237

Таблица  42.  Области  и  районы  Яно-Индигиро-Колымской
 геоморфологической  провинции.—  VI
 к
 Преобладающие
высоты,  м
 Область
 Район
 Преобладающие  тины
рельефа
 Глубина
 расчленена
 средние
 макси¬
 мальные
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Примор¬
ская.—(
 Омолонскйй.—
VIЛ  Л
 Равнина
 30
 to
 0
 1
 о
 о
 120
 VIЛ
 Янский  —  VI.1.2
 Равнина
 20
 20—40
 150
 Муксу  но-Охот¬
ский.—  VI.  1.3
 Сопочный  и  рав¬
нинный
 50
 50—200
 558
 Нижнеинд'игир-
ский.—  VI.1.4
 Равнина
 15
 15—40
 325
 Нижнеколым¬
ский.—  VI.1.5
 Равнина
 10
 10—30
 85
 Среднеалазей-
ский.—  VI.  1.6
 Равнина
 30
 40—600
 86
 Менехтянски  й.  —
VI.  1.7
 Приподнятая
 равнина
 20
 40—80
 116
 Предгор¬
ная,-  1/1.2
 Иидигирский.—
VI.2.1
 Наклонная  рав¬
нина
 15
 50
 102
 Колымский.—
VI.2.2
 .Наклонная  рав¬
нина
 15
 60
 100
 Алазей-
сконПоло-
усненская.
—  VI.3
 Алазейский.—
VI.3.1
 Плоскогорный
 150
 400
 954
 Ко  ид  ак  О'в  ски  й.  —1
1/1.3.2
 Плоскогорный
 150
 300
 491
 Полоусненский.
—  VI.3.3
 Низкого  рный
 250
 600
 1221
 Кряж  Улахан-
Оис.—  1/1.3.4
 Низкогорный
 200
 500
 754
 Северный  При-
полоусненский.—
VI.3.5
 Сопочный
 100
 170
 291
 238

Продолжение  табл.  42
 1
 2
 3
 4
 5  |  6
 Южный  Припо-
лоусненсшй.—
V1.3.6
 Сопочный
 80
 150
 382
 Приалазейский.—
 V1.3.7
 Сопочный,  рав¬
нинный
 70
 120
 355
 тых  участках  (сопочных  массивах)  из-под  рыхлых  отложений  на
поверхность  выходят  мел-палеогеновые  кислые  эффузивы,  мело¬
вые  граниты  и  протерозойские  кристаллические  сланцы.  В  пони¬
жениях  между  сопками  залегают  главным  образом  плейстоцено¬
вые  речные,  дельтовые  и  морские  отложения.  Прилегающие
к  кряжам  и  плоскогорьям  пониженные  участки  представляют
собой  пьедесталы  со  сложным  аккумулятивно-денудационным  ме¬
зорельефом.
 Область  подразделена  на  семь  районов.
 ГЛАВА  7.  ЗОНА  ГОР  И  ГЛУБОКОВОДНЫХ  КОТЛОВИН
ОКРАИННОГО  ТИХООКЕАНСКОГО  ПОЯСА
 Современный  геосинклинальный  пояс,  опоясывающий  окраину
Тихого  океана,  в  северо-западной  части  на  протяжении  более
3  тыс.  км  входит  в  пределы  Советского  Союза  и  включает  глубо¬
ководные  окраинные  моря,  омывающие  берега  нашей  страны
(Японское,  Охотское,  Берингово).  В  целом  это  переходная  зона
между  материком  и  океаном.  Она  характеризуется  сложным  мо¬
заичным  строением  земной  коры,  резкими  изменениями  ее  мощ¬
ности  (от  35  до  5  км),  огромным  размахом  высот  и  глубин,  т.  е.
чрезвычайно'резкой.вертикальной  расчлененностью  земной  поверх¬
ности.  Не  менее  характерны  для  всего  пояса  огромные  амплиту¬
ды  и  высокая  дифференцированность  новейших  и  современных
тектонических  движений,  большая  напряженность  сейсмических
процессов,  мощные  проявления  современного  вулканизма  высо¬
кая  степень  интенсивности  экзогенных  процессов  (Воскресенский,
1968).
 В  морфоструктурном  отношении  та  часть  пояса,  которая  вхо¬
дит  в  пределы  СССР  или  граничит  с  ним,  состоит  из  трех  пере¬
ходных  областей1:  Японской,  Курило-Камчатской  и  Берингово-
морской,  или  Алеутской.  Каждая  из  них,  в  свою  очередь,  состоит
из  таких  морфоструктурных  элементов,  как  котловина  окраинно¬
го  глубоководного  моря,  островная  дуга  и  глубоководный  желоб
 1  Переходной  областью  называются  региональные  комплексы,  включающие
глубоководную  котловину  моря,  островную  дугу  и  глубоководный  желоб.  Со¬
четание  таклх  областей  составляет  планетарную  морфоструктуру  —  переходную
зону  (Леонтьев,  1968).
 239

(Леонтьев,  1968).  Эти  элементы,  как  правило,  отличаются  специ¬
фикой  строения  земной  коры.  Так,  под  глубоководными  котлови¬
нами  залегает  кора  субокеанического  типа,  под  островными  дуга¬
ми—субконтинентальная  или  даже  континентальная,  под  глу¬
боководными  желобами,  представляющими  собой  шовные  струк¬
туры,  контактируют  континентальная  или  субконтинентальная
и  океаническая  или  субокеаническая  коры  («Строение  земной
коры...»,  1964).
 В  тихоокеанском  окраинном  поясе  широко  распространены
очаги  землетрясений  как  поверхностных,  так  и  средне-  и  глубо¬
кофокусных,  причем  в  их  распространении  наблюдается  опреде¬
ленная  закономерность:  глубина  залегания  очагов  землетрясения
возрастает  по  мере  удаления  от  глубоководного  желоба  в  сторо¬
ну  материка,  и  в  целом  они  группируются  в  пределах  так  назы¬
ваемых  зон  Бениоффа  —  Заварицкого  (Бениофф,  1966:  Завариц-
кий,  1947),  наклоненных  в  сторону  океана  и  проникающих  в  нед¬
ра  Земли  до  глубин  700—750  км.  Это  свидетельствует  о  том,  что
структура  и  рельеф  всего  пояса  отражают  не  только  движения
земной  коры,  но  и  перемещения  глубинных  подкоровых  масс.
В  пределах  пояса  преобладают  вулканические  аппараты  цент¬
рального  типа  и  базальтово-андезитовый  состав  продуктов  извер¬
жений.  На  Камчатке  и  Сахалине  широко  распространены  кислые
магматические  породы.
 Геофизические  поля  в  пределах  описываемого  региона  также
отличаются  своеобразием.  Гравиметрические  аномалии  представ¬
лены  двумя  типами  полей  (Борисов,  1967):  спокойными  изомет¬
рическими  полями,  отвечающими  глубоководным  морским  котло¬
винам,  и  полосовыми,  резко  дифференцированными  полями,  свой¬
ственными  линейным  структурам  —  глубоководным  желобам
и  островным  дугам  или  эпигеосинклинальным  горным  сооруже¬
ниям  (Сахалин,  Восточная  Камчатка  и  др.)-  Отмечаются  интен¬
сивные  аномалии  в  свободном  воздухе  в  зонах  островных  дуг,
близкие  к  нулю  аномалии  в  свободном  воздухе  и  положительные
значения  аномалий  Буге  над  акваторией  окраинных  морей,  резко
выраженные  отрицательные  аномалии  в  свободном  воздухе  над
глубоководными  желобами.  Магнитное  поле  характеризуется  не¬
однородностью,  развитием  линейных  интенсивных  аномалий  на¬
ряду  с  изометрическими  аномалиями,  а  также  значительными  по
площади  участками  с  относительно  спокойным  полем.  Прибреж¬
ные  зоны  Сихотэ-Алиня  «и  Южного  Приморья  отличаются  зиако*
переменными  интенсивными  аномалиями,  связанными  с  внедре¬
ниями  глубинных  основных  пород,  по  разломам.  Тепловой  поток
также  отличается  своеобразием  и,  :в  частности,  высокими  значе¬
ниями  на  островных  дугах  и  низкими  в  глубоководных  желобах.
 По  классификационным  признакам  Тихоокеанский  геосинкли-
нальный  пояс  в  пределах  СССР  и  прилегающих  морей  разделен  на
геоморфологические  страны: 	Японско-Сахалинскую,  Камчатско-
 Курильскую,  Беринговоморскую.  Каждая  из  них,  в  свою  очередь,
подразделена  на  ряд  провинций  (см.  рис.  2).
 240

ЯПОНСКО-САХАЛИНСКАЯ  СТРАНА
 Японско-Сахалинская  геоморфологическая  страна  в  морфо¬
структурном  отношении  соответствует  одноименному  региону  пе¬
реходной  зоны.  В  структуре  страны  представлены  все  крупней¬
шие  элементы  'переходной  зоны:  глубоководная  котловина  окра¬
инного  моря  (котловина  Японского  моря),  островная  дуга  (Япон¬
ские  острова  и  Сахалин)  и  Японский  глубоководный  желоб.
 В  границы  Советского  Союза  Японско-Сахалинская  страна
входит  лишь  частично  и  представлена  островом  Сахалин  с  его
подводными  окраинами  (часть  Хоккайдо-Сахалинской  геоморфо¬
логической  провинции).  Из  морских  провинций  страны  рассмат¬
риваются  большая  часть  Срединнояпономорской  провинции
и  морские  области  Хоккайдо-Сахалинской,  отчасти  Японской
провинции  (см.  рис.  13).
 Хоккайдо-Сахали'нская  провинция  объединяет  острова  Саха¬
лин  и  Хоккайдо  с  прилегающими  к  ним  шельфовыми  подоблас¬
тями.  Основным  своеобразием  провинции  является  то,  что  и
Сахалин,  и  Хоккайдо  в  отличие  от  других  частей  Японско-Сахалин¬
ской  страны  не  имеют  действующих  вулканов  и  представляют
собой  наиболее  зрелую  часть,  в  основном  завершившую  геосинкли-
нальное  развитие.  Ниже  дается  описание  только  Сахалинской  об¬
ласти,  поскольку  остальная  часть  этой  провинции  лежит  за  пре¬
делами  границ  СССР.
 Сахалинская  область  включает  остров  Сахалин,  имеющий
в  длину  948  км'  при  средней  ширине  около  100  км.  Положение
Сахалина  в  общей  системе  Тихоокеанского  геосинклинального
пояса  довольно  своеобразно  в  том  отношении,  что  о*н  сложен  зем¬
ной  корой  материкового  типа,  а  не  субматериковой,  как  большин¬
ство  положительных  структур  переходных  зон;  мощность  земной
коры  здесь  близка  к  той,  какая  наблюдается  под  материком
(около  30  км);  современный  вулканизм  отсутствует.  Вместе  с  тем
Сахалин  структурно  связан  с  общей  системой  складок  переход¬
ной  области  и  характеризуется  высокой  сейсмичностью  (Сычев,
1966),  что  существенно  сближает  его  с  остальными  элементами
переходной  зоны.
 Рельеф  Сахалина  отличается  закономерным  сочетанием  гор
и  низменностей.  Северная  часть  острова  преимущественно  низ¬
менная,  за  исключением  крайнего  северо-восточного  участка  —
полуострова  Шмидта.  Слабо  расчлененная  низменность  протяги¬
вается  меридионально  в  средней  части  южного  Сахалина.  По  обе
стороны  от  этой  депрессии,  занятой  в  значительной  степени  доли¬
нами  рек  Тымь  и  Поронай,  располагаются  горные  сооружения,
существенно  отличающиеся  геологической  структурой  и  обликом
рельефа  (Александров,  1973).
 Соответственно  отмеченным  чертам  рельефа  в  пределах  Саха¬
линской  области  (островная  суша)  выделены  четыре  подобласти:
Северосахалинская,  Западносахалинская,  Среднесахалинская  и
Восточносахалинская.
 16  1400
 241

Северосахалинская  подобласть  —  невысокая  холмистая  равни¬
на,  сложенная  морскими  осадками  плиоцена  и  миоцена,  а  у  мор¬
ских  берегов  —  четвертичными  отложениями.  На  этой  -сильно  за¬
болоченной,  изборожденной  густой  сетью  неглубоко  врезанных
долин  рек  поверхности  кое-где  возвышаются  небольшие  остров¬
ные  горы,  сложенные  палеогеном.  Наибольшее  их  количество
в  северо-восточной  части  подобласти,  где  они  являются  прямым
отражением  в  рельефе  молодых  складчатых  структур.  Особый
район  образует  полуостров  Шмидта.  Это  как  бы  уменьшенная
модель  всего  острова:  он  состоит  из  двух  меридиональных  хреб-
тиков  и  разделяющей  их  продольной  депрессии,  очень  похожей  на
Тымь-Поронайскую  депрессию.
 Западносахалинская  подобласть  имеет  гарный  рельеф.  За¬
падносахалинские  горы  протягиваются  с  севера  на  юг  на  660  км,
максимальная  высота  их  около  1300  м,  а  основные  высоты  600—
1000  м.  В  структурно-геологическом  отношении  они  соответству¬
ют  Западносахалинскому  горст-антиклинорию,  сложенному  в  осе¬
вой  части  меловыми  песчаниками  и  глинистыми  сланцами,  а  по
периферии  глинисто-песчаными  отложениями  палеогена  и  неоге¬
на.  Формы  рельефа  гор  тесно  связаны  с  литологическим  составом
пород  и  условиями  их  залегания.  Характерен,  в  частности,  куэс-
товый  'рельеф.  Прослеживается  ряд  поперечных  разломов.  В  ре¬
льефе  они  выражены  нерезко.  Продольные  гряды  часто  оконтуре¬
ны  меридиональными  разломами.  Гряды  сильно  расчленены,  но
в  межгрядовых  понижениях  преобладает  холмистый  пологосклон¬
ный  рельеф.  Врез  долин  300—400  м.  На  юге  (у  мыса  Ламанон)
имеется  крупный  базальтовый  массив,  предположительно  нижне¬
плейстоценового  возраста;  здесь  же  сохранилось  несколько  даци-
товых  экструзивных  образований,  возраст  которых,  как  полагают,
всего  лишь  около  2  тыс.  лет  (Александров,  1962,  1973).
 Среднесахалинская  подобласть  занимает  Тымь-Поронайскую
депрессию,  вытянутую  в  меридиональном  направлении.  В  струк¬
турно-тектоническом  отношении  эта  депрессия  —  грабен-сиикли-
норий,  сформировавшийся  на  месте  осевой  зоны  Сахалинского
мегантиклинория.  С  обеих  сторон  впадина  четко  обрамлена  круп¬
ными  разломами.  Дно  ее  лишь  слегка  всхолмленное,  выстлано
толщей  (мощность  более  500  м)  четвертичных  отложений.  Вся
подобласть  отличается  повышенной  сейсмичностью.  Вдоль  мощ¬
ного  разлома,  фиксирующего  западный  борт  депрессии,  протяги¬
вается  система  параллельно  вытянутых  гряд.  Постепенно  расши¬
ряясь  к  югу,  Тымь-Поронайская  депрессия  переходит  южнее  По-
ронайска  в  синклинальный  прогиб  залива  Терпения.
 Восточносахалинская  подобласть  занята  одноименным  хреб¬
том  также  с  горст-антиклинорной  структурой.  Это  горное  подня¬
тие  короче,  но  шире  и  выше,  чем  Западносахалинское.  Наивыс¬
шая  точка  —  гора  Лопатина  (1609  м).  В  основе  поднятия  залега¬
ют  палеозойские  породы  —  метаморфические  сланцы  и  граниты.
На  крыльях  горст-антиклинория  обнажаются  моноклинально  за¬
легающие  породы  мелового  и  палеогенового  возраста.  Структуры
 242

Восточносахалинского  поднятия  продолжаются  к  югу  от  полу¬
острова  Терпения  под  водами  Охотского  моря,  участвуют  в  строе¬
нии  шельфа.  Два  небольших  хребтика  на  Тонино-Анивском  полу¬
острове  (юго-восточное  окончание  Сахалина)  также,  вероятно,
являются  продолжением  структурной  зоны.
 Значительная  часть  Сахалина  как  структурного  элемента  за¬
топлена  морем  (она  описана  во  втором  разделе).
 КАМЧАТСКО-КУРИЛЬСКАЯ  СТРАНА
 Камчатско-Курильская  геоморфологическая  страна  —  также
переходная  область,  состоящая  из  котловины  глубоководного  ок¬
раинного  моря,  островной  дуги  и  глубоководного  желоба.  Свое¬
образие  Курило-Камчатской  переходной  области  заключается
в  том,  что  ее  крупные  регионы  —  Камчатка  и  Корякское  наго¬
рье—  являются  частями  Азиатского  континента,  причем  •  Коряк¬
ское  нагорье  уже  не  имеет  действующих  вулканов  и  оно  значи¬
тельно  менее  сейсмично,  чем  полуостров  Камчатка.  По  сравнению
с  Японско-Сахалинской  геоморфологической  страной  Камчатско-
Курильская  страна,  за  исключением  Корякского  нагорья,  в  гео¬
тектоническом  отношении  гораздо  более  активна,  особенно  значи¬
телен  вулканизм.  На  Курильских  островах  и  полуострове  Кам¬
чатка  в  совокупности  более  200  вулканов,  из  них  60  действую¬
щих.  Среди  них  крупнейшие  вулканы  нашей  страны  —  Ключев¬
ская,  Кроноцкая,  Авачинская  сопки,  Толбачик,  Тятя  и  ряд  дру¬
гих.
 В  делом  Камчатско-Курильская  страна  может  быть  охаракте¬
ризована  как  регион  с  максимальной  интенсивностью  вертикаль¬
ного  расчленения  земной  поверхности.  Вершина  Ключевской  соп¬
ки  поднимается  до  4850  м  высоты,  а  максимальная  глубина  Ку¬
рило-Камчатского  глубоководного  желоба  9717  м.
 Камчатско-Курильская  страна  делится  на  шесть  провинций,
из  них  ниже  (в  этой  главе  и  в  главах,  посвященных  Охотскому
и  Берингову  морям)  описаны  пять:  Южноохотская,  Курильская,
Камчатская,  Пенжинско-Анадырская  и  Корякская.  Западная
часть  Камчатского  полуострова  входит  в  состав  Охотоморской
провинции  страны  гор  и  равнин  Северо-Востока  СССР  и  выде¬
ляется  в  качестве  самостоятельной  Западнокамчатской  геоморфо¬
логической  области  (см.  рис.  13).
 Камчатская  провинция
 Камчатская  провинция  охватывает  одноименный  полуостров,
вытянутый  с  севера  на  юг  более  чем  на  1200  км.  Максимальная
ширина  полуострова  в  средней  части  до  400  км.  С  запада  он  омы¬
вается  водами  Охотского  моря,  с  востока  —  Берингова  моря
и  Тихим  океаном,  на  севере  узким  перешейком  полуостров  соеди¬
нен  с  Корякским  нагорьем.  В  Камчатской  провинции  преобладает
 243

горный  рельеф.  Низменные  равнинные  пространства  приурочены
главным  образом  к  западной  окраине  провинции.
 Полуостров  Камчатка  —  часть  Курило-Камчатской  переход¬
ной  области.  На  большей  площади  это  продолжение  Курильской
островной  дуги,  примыкающей  на  западе  к  прогнутой  окраине
платформы  —  западной  Камчатке  и  прилегающей  части  Охотско¬
го  моря.  Как  и  Курильская  островная  дуга,  Камчатка  отличается
большой  напряженностью  современных  тектонических  процессов,
интенсивными  и  резко  дифференцированными  современными  дви¬
жениями  земной  коры  и,  как  следствие  этого,  резким  расчлене¬
нием  рельефа,  огромной  энергией  экзогенных  процессов.  Камчат¬
ка—  область  современного  вулканизма;  здесь  насчитывается  до
100  вулканов,  из  них  более  30  действующих.  Именно  на  полуост¬
рове  Камчатка  находится  крупнейший  действующий  вулкан  Ев¬
разии  Ключевская  сопка.  Вместе  с  тем  это  область  частых  сильных
и  разрушительных  землетрясений.  Наиболее  многочисленны  эпи¬
центры  землетрясений  на  подводном  склоне  восточной  Камчатки,
напротив  полуострова  Шипунского  и  Командорских  островов
(Апродов,  1965).
 Вулканическая  деятельность  определяет  основные  черты
и  детали  строения  рельефа  горных  районов  Камчатки.  Важней¬
шую  роль  в  формировании  ее  рельефа  играют  также  водные  по¬
токи.  Довольно  значительно  современное  оледенение,  которое  по
площади  лишь  вдвое  меньше  современного  оледенения  Кавказа
(Виноградов,  1965).  Весьма  значительным  было  древнее  оледене¬
ние  Камчатки.  Когда  снеговая  граница  снижалась  на  700—800  м,
оледенение  охватывало  огромную  территорию  площадью  около
150  тыс.  км2,  т.  е.  около  40%  площади  полуострова  (Олюнин,  1965;
Брайцева  и  др.,  1968).
 В  структурно-тектоническом  отношении  Камчатка  неоднород¬
на.  Западная  ее  часть,  как  уже  упоминалось,  представляет  собой
окраинную  зону  Охотоморской  платформы,  втянутой  в  процесс
геосинклинального  развития.  Восточнее  располагается  Камчат¬
ский  мегантиклинорий  со  складчато-глыбовой  структурой,  ослож¬
ненной  вулканическими  формами.  Глубокий  грабен-синклинорий
Камчатской  депрессии  отделяет  его  от  Восточного  хребта,  явля¬
ющегося  непосредственным  продолжением  Курильской  внутрен¬
ней  остров-ной  дуги.  Самый  'восточный  структурный  элемент
Камчатки  —  ее  восточные  выступы  —  полуострова  Шипунский,
Камчатского  мыса,  Кроноцкий,  Озерный.  Это  горстовые
структуры,  образующие  продолжение  внешней  Курильской
дуги.
 Более  40%  площади  Камчатки  занято  мощными  покровами
и  потоками  андезитов,  андезито-базальтов,  липаритов  и  трахитов
четвертичного  возраста,  перекрывающих  вулканогенные  и  конти¬
нентальные  угленосные,  морские  (реже  озерные)  неогеновые,
в  меньшей  степени  палеогеновые  и  меловые  осадочные  породы.
Известны  также  на  очень  ограниченной  площади  юрские  породы.
На  южном  окончании  западного  антиклинория  имеется  сильно
 244

раздробленный  массив  докембрийских  гранитов,  гранито-гнейсов
и  метаморфических  сланцев  (Пармузин,  1967);
 Соответственно  особенностям  геологической  структуры  и  рель¬
ефа  Камчатская  провинция  может  быть  разделена  на  шесть  об¬
ластей,  две  из  которых  —  Шелиховская  и  Кроноцкая—описаны
во  втором  разделе.
 Срединнокамчатская  область.  Она  «охватывает  Срединный
хребет  Камчатки,  представляющий  собой  целую  горную  систему,
образованную  сложным  комплексом  хребтов,  массивов,  вулкани¬
ческих  построек,  внутригорных  впадин.  Наивысшая  точка  хреб¬
та—  Ичинская  сопка  —  имеет  высоту  3621  м.  Южная  часть  Сре¬
динного  хребта  —  горст-аитиклинорий,  сложенный  протерозойски¬
ми  кристаллическими  сланцами,  окаймленными  выходами  песча¬
ников  верхнего  палеозоя  и  триасовой  системы.  Севернее  долины
р.  Ичи  цоколь  хребта  скрыт  под  молодыми  вулканогенными
породами,  главным  образом  базальтами  и  андезитами,  местами  —
липаритами  и  другими  кислыми  породами.  Кое-где  наблюдаются
небольшие  выходы  гранитов.  Есть  действующие  вулканы  —  гора
Опала  на  юге  и  Ичинская  сопка  в  средней  части  нагорья.
 Как  уже  упоминалось,  различные  вулканогенные  формы  в  пре¬
делах  Срединного  хребта  представлены  весьма  разнообразно.
 Н. 	Н.  Кожемяка  (1966)  выделяет  здесь  лавовые  платообразные
останцы,  щитообразные  вулканы  и  кальдеры,  молодые  стратовул¬
каны,  а  также  различные  мелкие  вулканогенные  образования,  та¬
кие,  как  экструзивные  купола,  лавовые  гряды  и  холмы,  шлако¬
вые  конусы,  воронки  взрыва.  Наряду  с  вулканогенными  и  флю-
виальными  формами  существенное  участие  в  рельефе  Срединно¬
го  хребта  принимают  древнеледниковые  образования.
 Область  Центральнокамчатской  депрессии.  В  структурно-тек-
тоническом  отношении  это  грабен-синклинорий,  который  протя¬
гивается  по  оси  полуострова,  резко  отделяя  Срединный  хребет  от
Восточиокамчатского  антиклинория.  Дно  депрессии  характеризу¬
ется  равнинным  низменным  рельефом.  Местами  среди  низмен¬
ности  вдруг  возвышаются  вулканические  постройки.
 На  юге  в  бассейнах  рек  Плотникова  и  Быстрая  ширина  депрес¬
сии  невелика,  всего  около  10  км,  но  к  северу  она  быстро  расширяет¬
ся  и  в  средней  части,  южнее  Козыревска,  достигает  90  км.  В  се¬
верной  части  Камчатки  депрессия  продолжается  в  виде  узкой
впадины,  отделяющей  от  Срединного  хребта  полуостров  Озер¬
ный,  затем  в  виде  пролива  Литке,  Карагинского  залива  и  залива
Корфа.  Как  показали  О.  А.  Брайцева  и  др.  (1968),  в  строении
рельефа  дна  этой  депрессии  наибольшую  роль  играют  молодые
послеледниковые  аллювиальные  равнины,  представляющие  собой
своеобразные,  сливающиеся  друг  с  другом  дельты  притоков
р.  Камчатки.  Гипсометрически  выше  них  залегают  аккумулятив¬
ные  равнинные  пространства  флювиогляциального  генезиса,
а  также  делювиально-пролювиальиые  конусы  выноса.  Водотоки,
бороздящие  эти  поверхности,  врезаны  неглубоко.  Меньшую  роль
по  периферии  депрессии  играют  моренные  комплексы  позднего
 245

плейстоцена.  Речные  террасы  —  молодые,  преимущественно  низ¬
кие,  послеледниковые.
 Восточнокамчатская  область.  В  структурно-геологическом  от¬
ношении  это  Восточнокамчатский  горст-антиклинорий.  Область
отличается  сосредоточением  основной  части  вулканов,  в  том  чи¬
сле  самых  крупных.  Как  уже  упоминалось,  обычно  эту  цепь  вул¬
канов  рассматривают  как  непосредственное  продолжение  Куриль¬
ской  островной  гряды.
 Орографически  Восточнокамчатская  область  представляет  со¬
бой  Восточный  хребет  Камчатки.  Системой  продольных  дол-ин  он
разделен  на  две  части.  В  восточной  части  над  цоколем  высотой
500—1000  м,  сплошь  перекрытым  лавами,  лахаровыми  (грязевул¬
каническими)  и  пепловыми  'отложениями,  поднимаются  крупней¬
шие  вулканические  конусы  высотой  более  2—3  км:  Камбальная,
Желтовская,  Авачинская,  Корякская,  Кроноцкая  сопки  и  др.
В  западной  части  нагорье  образовано  системой  продолжающих
друг  друга  или  кулисообразно  расположенных  хребтов  —  Ганаль-
ского,  Валагинского,  Тумрок,  Кумроч.  Высота  вершин  хребтов
2—2,2  км.  Цоколь  приподнят  заметно  выше,  чем  в  восточной  части
нагорья,  а  насаженные  на  него  вулканические  аппараты  имеют
меньшие  размеры.  Там,  где  цоколь  прорезан  речными  долинами,
вскрываются  слагающие  его  морские  и  вулканические  породы  мела
и  палеогена.
 Особый  геоморфологический  район  образует  Ключевская  вул¬
каническая  группа.  Кроме.  гигантской  Ключевской  сопки  в  нее
входят  вулканы  Камень,  Плоская  Дальняя  и  Плоская  Ближняя
сопки*  Безымянный,  ставший  знаменитым  после  грандиозного
взрыва  при  извержении  в  1956  г.,  Плоский  и  Острый  Толбачики
и  ряд  других.  Вместе  они  образуют  как  бы  гигантский  вулканиче¬
ский  «остров»,  воздымающийся  над  Центральнокамчатской  депрес¬
сией  (Апродов,  1965).  В  истории  формирования  этой  вулканиче¬
ской  группы  выделяется  несколько  этапов,  причем  каждый  из  них
начинался  образованием  базальтовых  щитовых  вулканов.  Позже
базальтовая  магма  сменялась  все  более  кислыми  разностями.
Предполагается,  что  первый  цикл  формирования  описываемого
вулканического  района  начался  около  500  тыс.  лет  назад,  а  по¬
следний,  продолжающийся  до  сих  пор,—  Около  25  тыс.  лет  назад.
 На  Ключевскую  группу  приходится  большая  часть  площади
современного  оледенения  Камчатки.  На  склонах  и  у  подножий
вулканов  сохранились  моренные  накопления  последних  фаз  оле¬
денения.  Во  время  верхнеплейстоценового  оледенения  ледники,
спускавшиеся  с  гор,  сливались  у  их  подножий,  образуя  мощный
ледник  маласпинского  типа  (Мелекесцев,  1965).
 После  отступания  ледников  началась  энергичная  деятель¬
ность  водных  потоков,  сформировавших  различные  линейные  фор¬
мы  от  барранкосов  на  склонах  вулканов  до  современных  речных
долин.
 Специфические  формы  рельефа  вулканических  районов  Клю¬
чевской  -и  Авачинской  групп  —  так  называемые  сухие  реки  (Крае¬
 246

вая,  1964).  Это  глубокие  V-образные  в  поперечном  профиле  э\н
зионные  врезы  глубиной  до  80  м  на  склонах  вулканов.  Вырабо
ка  их  связана  с  эпизодическим  стоком  по  ним  вулканогенных  вод
и  «палящих  туч»,  оставляющих  в  долинах  мощные  скопления  спе¬
цифических  отложений.  Благодаря  чередованию  лав  и  прослоев
слабосцементированного  пирокластического  материала,  продоль¬
ные  профили  таких  долин  обычно  имеют  ступенчатую  форму.
Вниз  по  тальвегу  они  быстро  расширяются  и  нередко  переходят
в  нормальные  речные  долины.
 Область  восточных  полуостровов  Камчатки.  На  восточном  по¬
бережье  Камчатки  в  сторону  океана  выдвинуто  несколько  изоли¬
рованных  друг  от  друга  широко  открытыми  заливами  горных  мас¬
сивов,  образующих  полуострова  Шипунский,  Кроноцкий,  Камчат¬
ского  мыса  и  Озерный.  С  ним-и  сходен  по  геологическому  строе¬
нию  и  рельефу  остров  Карагинский.  Высота  гор  полуостровов
900—1300  м.  В  их  строении  кроме  широко  распространенных  на
Камчатке  эффузивов  принимают  участие  и  глубинные  породы  —
граниты,  а  также  ультраосновные  породы  (перидотиты),  выходя¬
щие  в  цоколе  полуостровов.  Рельеф  средне-  и  низкогорный.  Ска¬
листые  полуострова  обрываются  к  океану  высокими  обрывами,
нижние  части  которых  подрезаются  волнами,  а  верхние  —  разру¬
шаются  под  воздействием  денудационных  склоновых  процессов.
У  подножий  уступов  нередко  наблюдаются  мощные  скопления  об¬
вальных  и  осыпных  масс.  Низменные  равнинные  поверхности  на¬
блюдаются  лишь  у  устьев  рек.  Берега  заливов,  разделяющие  по¬
луострова,  выровненны  и  низменны.  Берега  полуостровов  ска¬
листы  и  имеют  местами  фиордовый  тип  расчленения.  В  прошлом
мысы  подвергались  оледенению,  и  поэтому  реликтовые  леднико¬
вые  формы  здесь  довольно  типичны.  Со  стороны  моря  берег  не¬
редко  сопровождается  причудливыми  кекурами.
 Полуострова  восточного  побережья  Камчатки  продолжаются
на  материковом  склоне.  Это  подчеркивает  единство  их  природы
с  Кроноцкой  областью  морскогодна.  Каждый  из  мысов-полуостро¬
вов  может  быть  выделен  в  качестве  самостоятельного  геоморфо¬
логического  района.  В  структурно-тектоническом  отношении  каж¬
дый  из  них  может  рассматриваться  как  крупная  брахиантикли-
наль,  в  строении  которой  важнейшая  роль  принадлежит  также
сбросовой  тектонике.  Эту  структурную  зону  Камчатки  обычно
сопоставляют  с  внешней  дугой  Курильских  островов  и  считают,
что  она  образует  продолжение  последней.
 Охотоморская  провинция
 В  пределах  суши  расположена  только  одна  из  ее  областей  —
Западнокамчатская.  Она  охватывает  одноименную  низменность,
протягивающуюся  вдоль  берега  Охотского  моря  полосой  до  150  км
в  ширину.  Низменность  сложена  песчано-глинистыми  неогеновы¬
ми  и  четвертичными  отложениями.  Последние  наиболее  распрост¬
ранены  по  речным  долинам  и  на  морском  побережье.  В  прибреж¬
 247

ной  полосе  низменности  наблюдаются  следы  древних  береговых
линий  в  виде  морских  террас,  преимущественно  аккумулятивных,
а  в  речных  долинах  —  комплексы  флювиальных  террас.
 Восточная  половина  области  мягко  всхолмлена,  неглубоко  рас¬
членена  широкими  речными  долинами.  Для  северной  части  низ¬
менности  характерны  разбросанные  многочисленные  островные
возвышенности,  обусловленные  антиклинальными  и  горст-антикли-
нальными  структурами,  сложенными  в  ядрах  палеогеном  и  мелом,
в  некоторых  случаях  —  гранитами.  На  границе  -  со  Срединным
хребтом  возвышается  несколько  базальтовых  щитовых  вулканов.
 Мощность  рыхлых  осадков,  слагающих  Западнокамчатскую
низменность,  видимо,  несколько  километров.  Прогиб,  который  они
выполняют,  продолжается  и  в  пределах  дна  Охотского  моря  в  ви¬
де  впадины  Тинро  и  смежных  с  нею  структур  (Борисов,  1967).
 Корякская  провинция
 Корякская  горная  провинция,  подобно  Сахалину,  представля¬
ет  собой  ответвление  Тихоокеанского  подвижного  пояса  в  сторо¬
ну  материка.  По  тектонической  подвижности  в  неогене  и  плейсто¬
цене  ни  Корякское  'нагорье,  ни  Сахалин  не  уступают  Камчат¬
ке  и  Курилам,  однако  здесь  нет  современных  действующих  вул¬
канов.
 Корякское  нагорье  протягивается  от  Карагинского  залива  до
Анадырской  низменности.  Общая  протяженность  нагорья  от  го¬
ры  Конус  до  бухты  Угольной  около  1200  км.  Оно  образовано  мно¬
жеством  хребтов,  массивов  и  внутригорных  впадин.  Крайние  хреб¬
ты  нагорья  —  Рарыткин  и  Белые  горы  —  выходят  к  долине  Ана¬
дыря.  На  юго-востоке  горы  подходят  к  Берингову  морю.  На  севе¬
ро-западе  Корякское  нагорье  ограничено  аккумулятивными  рав¬
нинами  р.  Майн,  Пенжинской  депрессии  и  Парапольского  дола.
 В  структурно-тектоническом  отношении  Корякское  нагорье  со¬
ответствует  Корякскому  мегантиклинорию  кайнозойской  складча¬
тости.  В  большей  части  оно  сложено  морскими  песчаниками,  але¬
вролитами  и  глинистыми  сланцами  верхнего  мела.  На  севере,
имеются  выходы  нижнемеловых  и  триасовых  терригенных  пород.
По  окраинам  нагорья  и  во  впадинах  (грабенах  и  синклинориях
или  синклиналях)  залегают  палеогеновые  морские  пески,  песча¬
ники  и  конгломераты,  а  также  континентальные  угленосные  отло¬
жения.  По  дальней  периферии  нагорья  распространены  неогено¬
вые  песчано-глинистые  осадки,  преимущественно  морского  гене¬
зиса.
 Кроме  того,  на  севере  и  юго-востоке  широко  распространены
также  меловые,  палеогеновые,  неогеновые  и  четвертичные  эффу-
зивы,  среди  которых  преобладают  базальты  и  андезиты  с  их  туфа¬
ми  и  брекчиями,  в  меньшей  степени  липариты  и  дациты,  а  также
ультраосновные  интрузии.
 Корякский  мегантиклинорий  сильно  разбит  густой  сетью  раз¬
ломов.  Блоки,  образованные  этими  разломами,  испытали  интен¬
сивные  дифференцированные  вертикальные  движения,  обусловив¬
 248

шие  возникновение  многочисленных  грабенов  и  горстовых  струк¬
тур.  Большинство  структур  имеет  прямое  выражение  в  рельефе
и  виде  внутрипорных  впадин  и  хребтов  или  горных  массивов.
 Основа  Корякского  нагорья  —  Центральнокорякский  массив
(Васьковский,  1959),  наивысшая  точка  —  гора  Ледяная  (2500  м).
Характерно  современное  горное  оледенение.  Радиалы-ю  расходя¬
щиеся  от  Центрального  массива  речные  долины  имеют  характер
трогов.  Следы  ледниковой  экзарации,  а  также  нагромождения  до¬
линных  морен  очень  свежие.  На  отдельных  участках  горный  рель*
сф  в  связи  с  молодостью  ледниковых  форм  имеет  альпинотипный
облик.  В  прибрежной  полосе  свидетелями  недавнего  оледенения
являются  многочисленные  фиорды.
 Во  все  стороны  от  Центральнокорякского  массива  расходятся
горные  гряды  или  хребты,  разделенные  глубокими  и  сложно  пост¬
роенными  впадинами  (Пармузин,  1967).  Наиболее  длинный  из
этих  хребтов  —  Ветвейский.  Он  вытянут  в  юго-западном  направ¬
лении  и  достигает  1400  м  высоты.  Близ  границы  с  Камчаткой  он
снижается  до  600  м.  На  юго-востоке  от  массива  отходит  Пахачин-
ский  хребет  (до  1750  м),  переходящий  далее  в  хребет  Малинов¬
ского,  южное  окончание  которого  образует  мыс  Олюторский.  От
мыса  на  юг  отходит  подводный  хребет  Ширшова.  В  этом  районе,
несмотря  ,  на  небольшую  высоту  гор,  также  господствует  альпий¬
ский  рельеф  и  до  сих  пор  сохранилось  несколько  небольших  лед¬
ников.
 К  юго-востоку  от  Ветвейского  хребта  расположена  узкая  Ви-
венская  .впадина  —  грабен,  (выполненный  угленосными  неогеновы¬
ми  отложениями.  Другая  крупная  впадина  аналогичного  строе¬
ния  расположена  между  Пахачинской  грядой  и  Олюторским
хребтом.
 Горные  гряды,  отходящие  от  Центрального  массива  на  восток
и  запад,  значительно  короче  описанных  выше.  В  северо-восточной
части  нагорья  важными  орографическими  элементами  являются
базальтовое  плато  Парханой  (высотой  до  1265  м),  отходящий  от
него  и  вдающийся  в  Анадырскую  низменность  хребет  Рорыткин
и  Березовская  впадина,  которая  сливается  на  севере  с  Анадыр¬
ской  низменностью.
 На  крайнем  северо-востоке  нагорья  выделяются  крутосклон¬
ные,  с  редкими  вершинами  хребты  Койвераланский  (до  1360  м)
и  .  Непроходимый  (1450  м),  сложенные  триас-нижиемеловыми
породами.
 Общий  облик  (рельефа  отличается  резкостью  и  контраст¬
ностью  форм.  Крутые  склоны,  отвесные  стены  базальтов,  остро¬
конечные  гребни,  кары  делают  горы  труднодоступными.  Многие
долины  перегорожены  свежими  конечноморенными  валами.  Каме¬
нистые  осыпи  и  развалы  в  сочетании  с  многочисленными  снежни-
ками-перелетками,  частые  ветры  и  снегопады  в  летнее  время  —
все  это  придает  провинции  облик  сурового  высокогорья.
 Во  время  максимального  четвертичного  оледенения  снеговая
граница  на  Корякском  нагорье  спускалась  до  отметок  300  м.
 249

Следовательно,  оледенение  распространялось  практически  почти
на  всю  Корякскую  провинцию.  Следы  этого  «оледенения  —  мно¬
гочисленные  древние  кары  и  троги,  а  также  флювиогляциальные
аккумулятивные  поверхности,  а  на  берегах  —  фиордовые  заливы.
Большая  ширина  плоских  аккумулятивных  днищ  долин  просле¬
живается  от  моря  в  глубь  суши  на  многие,  десятки  километров.
По-видимому,  долины  были  переуглублены  еще  до  оледенения,
а  затем  их  коренные  днища  оказались  погребенными  под  мощны¬
ми  флювиогляциальными,  ледниковыми  и  аллювиальными  накоп¬
лениями.
 Небольшие  по  протяжению  хребты  и  впадины  Корякского  на¬
горья  сходны  по  геологическому  строению  и  морфологии.  Повсе¬
местное  распространение  следов  древнего  оледенения  и  мерзлот¬
ные  процессы  нивелируют  коренные  различия  между  отдельными
частями  территории.  Корякская  провинция  изучена  значительно
хуже,  чем  соседние  геоморфологические  провинции,  поэтому  обла¬
сти  мы  в  ней  не  выделяем.
 Пенжинско-Анадырская  провинция
 Пенжинско-Анадырская  геоморфологическая  провинция  зани¬
мает  пограничное  положение  между  древним  (мел-палеогеновым)
и  современным  вулканическими  поясами.  Около  половины  пло¬
щади  провинции  занимают  низменные  равнины,  выстланные  рых¬
лыми  четвертичными  отложениями,  другую  половину  —  низкогор¬
ные  хребты  и  массивы.  Пенжинская  губа  также  относится  к  этой
провинции.  Широко  распространены  неоген-четвертичные  эффу¬
зивные  породы,  преимущественно  базальты  и  андезиты.  На  зна¬
чительном  протяжении  (от  Пенжинской  губы  до  озера  Красное)
почти  прямые  западная  и  восточная  границы  провинции  тянутся
параллельно  друг  другу.  Между  ними  расположено  очень  узкое
(25—50  км)  продольное  поднятие,  которое  в  разных  частях  назы¬
вается  по-разному:  Пенжинский  хребет,  Майнские  увалы,  Алган-
ский  хребет.  Сложено  поднятие  интрузиями  и  эффузивами  гипер-
базитов.  Этот  почти  прямолинейный  шов  —  глубинный  разлом  —
фиксирует  границу  мел-палеогенового  вулканического  пояса  и  со¬
временной  геосинклинальной  зоны.  Площадь  провинции  невелика
(относительно  других  провинций  Северо-Востока).  Срединный  ги-
пербазитовый  хребет  делит  ее  вдоль  на  две  области  (табл.  43).
 Бельско-Пенжинская  область.  Узкой  (около  100  км)  полосой
Бельско-Пенжинская  геоморфологическая  область  протягивается
вдоль  края  Охотско-Чукотского  вулканогенного  пояса  на  протя¬
жении  около  900  км.  Если  в  пределах  Охотско-Чукотского  пояса
направление  и  характер  экзогенных  процессов  в  течение  неогена
и  четвертичного  периода  в  основе  своей  не  менялись,  продолжа¬
лось  (хотя,  возможно,  и  с  перерывами)  расчленение  вулканоген¬
ных  структур,  то  в  Бельско-Пенжинской  области  в  четвертич¬
ном  периоде  рельеф  коренным  образом  изменился.  Опускавшиеся
блоки  земной  коры  служили  местом  аллювиальной  аккумуляции,
 250

Таблица  43.  Области  и  районы  Пенжинско-Анадырской  геоморфологической
провинции.—  IV
 Преобла¬
 Абсолютные  высоты,  м
 Область
 Район
 Преобладающие
типы  рельефа
 дающая
глубина
расчлене¬
ния,  м
 мини¬
 маль¬
 ные
 средние
 макси¬
 мальные
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 7
 Бель-
ско-.Пен-
жинская.
—  IV  Л
 Усть-Пен-
жинский,—
IV.1.1
 Базальтовые
плато  и  дель¬
товая  равнина
 300—500
 10—30
 0
 600—700
 905
 Пенжин-
ская  равни¬
на.—  IV.1.2
 Аллювиальная
 равнина
 10—40
 10
 '  50
 100
 Русские  го¬
ры.—  IV.1.3
 Сопочный
 50—300
 50
 100-500
 1162
 Марков¬
ский.—  IV.  1.4
 Аллювиальная
 равнина
 10—40
 50
 100—300
 300
 Вельская
раенина.—
IV.1.5
 Аллювиальная
равнина,  сопоч¬
ный
 50—100
 50
 50-200
 300
 !При-
коряк-
ская.—
IV.2.
 Красней  -
ский.—  IV.2.1
 Аккумулятив¬
ная  равнина:
Отдельные  ост¬
ровные  горы
 10—120
 5
 10—40
 200
 Алгонский.
—  IV.2.2
 Низкогорный
 150—300
 20
 500—600
 1069
 Майнский.
—  IV.2.3
 Сопочный  и
низкогорный,
местами  акку¬
мулятивный
 50—100
 100
 200—300
 1000
 Бельско-
М  айнский.'—
IV.2.4
 Равнинный,
отдельные  низ-
когорные  .мас¬
сивы
 20-300
 70
 200—300
 1095
 Пенжин-
ский  хребет.
—  IV.2.5
 Низкогорный
 200—400
 0—
 100
 600—800
 996—
 1045
 Параполь-
ский  дол.—
IV.2.6
 Равнинный
аккумулятивный
с  островными
горами
 20—60
 0
 50—100
 567
 251

а  приподнимавшиеся  участки  —  платообразные  или  сопочные
массивы,  сложенные  вулканогенными  породами,  вступали  в  пер¬
вые  фазы  разрушения  агентами  денудации.
 В  области  выделяются  районы  с  аккумулятивным  рельефом
(Пенжинская,  Среднеанадырская  и  Вельская  аккумулятивные
равнины)  и  районы  с  платообразным  и  сопочным  рельефом  (Рус¬
ские  горы  и  прилегающие  участки,  а  также  поднятия  по  нижнему
течению  Пенжины).  В  целом  вся  область  испытывала  опускание,
компенсированное  местами  накоплением  аллювия  или  вулкано¬
генных  толщ.  Всего  в  области  выделено  пять  районов.
 Прикорякская  область.  Как  и  предыдущая,  Прикорякская  гео¬
морфологическая  область  вытянута  полосой  у  подножья  Коряк¬
ского  нагорья.  Для  нее  характерны  молодые  аккумулятивные  рав¬
нины,  на  100—150  м  поднятые  над  уровнем  моря  и  почти  не  рас¬
члененные  позднейшей  эрозией  рек,  и  молодые  вулканические
плато.  В  ‘области  многочисленны  выходы  торенных  пород  —  юр¬
ских  и  меловых.  Специфическим  образованием  является  подня¬
тие,  сложенное  гипербазитами.  Область  испытала  новейшие  диф¬
ференцированные  движения.  Преобладает  низкогорный  рельеф,
лишь  в  Алганском  кряже  есть  вершины,  поднимающиеся  выше
1000  м.  Низменные  равнины  с  немногочисленными  островными  го¬
рами  располагаются  у  озера  Красное,  в  бассейне  рек  Майны
и  Белой  (приток  Пенжины),  в  пределах  Парапольского  дола.
Сложная  мозаика  блоков,  испытывающих  различные  по  направ¬
лению  и  интенсивности  вертикальные  движения,  определила  гео¬
морфологические  различия  и  ход  развития  рельефа  в  современ¬
ную  эпоху.  В  области  выделено  шесть  районов.
 Канчалан-Анадырская  область.  К  Корякской  и  'Пенжинско-Ана-
дырской  провинции  с  северо-востока  примыкает  небольшой  учас¬
ток  суши  в  пределах  Анадырской  низменности,  рельеф  которого
непосредственно  продолжается  на  дне  Анадырского  залива.  Тес¬
ная  связь  с  рельефом  подводной  территории  позволяет  рассмат¬
ривать  этот  участок  в  составе  Анадырско-Юконской  геоморфоло¬
гической  провинции  в  качестве  самостоятельной  Канчалан-Ана-
дырской  области.
 В  пределах  области  развиты  молодые  аккумулятивные  равни¬
ны  с  абсолютными  отметками  до  150  м.  Они  сложены  галечнико-
выми,  песчаными  и  глинистыми  осадками  ледникового,  аллюви¬
ального  и  морского  генезиса.  Поверхность  равнин  —слабо
всхолмленная  тундра  с  многочисленными  мелкими  озерами,  часто
соединенными  густой  сетью  проток.  Устья  большинства  рек,  рас¬
членяющих  равнины,  подтоплены  и  отчленены  от  моря  пересыпя¬
ми  или  косами.  В  районе  нижнего  течения  Анадыря  низменные
равнины  осложнены  островными  горами.  Береговая  линия  об¬
ласти  сопровождается  многочисленными  морскими  аккумулятив¬
ными  формами  (в  основном  бары  и  косы).  В  области  выделено
два  района:  Сафоновский  и  Нижнеанадырский.  Оба  района  рав¬
нины  с  островными  горами,  но  первый  из  них  отличается  большей
высотой  и  большей  расчлененностью.

Раздел  2.  Дно  морей,  омывающих  берега  СССР
 ГЛАВА  8.  МОРЯ  ЗАПАДНОЙ
И  ЮЖНЫХ  ОКРАИН  СССР
 БАЛТИЙСКОЕ  МОРЕ
 Балтийское  море  —  внутриконтинентальный  ■•морской  -водоем,  офор¬
мившийся  в  .современном  виде  в  послеледниковое  время.  Вытянув¬
шееся  в  субмеридиональном  направлении  почти  на  1500  kim,
Балтийское  море  вместе  с  его  крупнейшими  заливами  —  Ботниче¬
ским,  Финским  и  Рижским  —  занимает  422,7  тыс.  км2.  Объем
воды  20,3  тыс.  км3  (Фролов,  1971).
 Море  целиком  располагается  в  -пределах  шельфа.  По  существу,
это  платформенная  впадали  а  (Гудел  ис,  1970).,  поэтому  глубины  его
невелики:  средняя  глубина  86  м  (Добровольский,  За  логин,  1965;
Гуделис,  1970),  максимальная  —  несколько  больше  450  м.  Наиболь¬
шие  глубины  приурочены  .к  участкам,  связанным  с  реликтами
древнего  субаэрального  переуглублан'ия.  Так,  глубина  Готландской
котловины  —249  м,  а  глубочайшей  впадины  Балтики  —  Ландсорт-
сьюперт  —  459  м.  При  общей  мелководности  моря  его  дно  изоби¬
лует  подводными  ‘возвышенностями  и  впадинами.
 На  дне  преобладают  экзарационные  формы  тэельесЬа,  имеются
реликты  аккумулятивного  холмпсто-грядового  моренного  рельефа,
сложенного  мощными  моренными  накоплениями  (банка  Хобург
южнее  острова  Готланд).  Морские  послеледниковые  осадки  раз¬
виты  слабо;  их  мощность  в  среднем  1,5—2  м  и  лишь  в  глубоких
котловинах  (Гданьский  залив)  очна  достигает  5  м  (Гуделис,  1970;
Блажчишин,  Литвин  и  др.,  1970).
 Геолого-тектоничеакое  строение  ложа  Балтийского  моря  неод¬
нородно:  северная  его  часть  принадлежит  Балтийскому  кристал¬
лическому  щиту,  средняя  —  Русской  плите,  а  южная  располагает¬
ся  в  области  развития  Среднеевропейской  платформы.
 В  пределах  Балтийского  щита  кристаллический  фундамент  вы¬
веден  на  дневную  поверхность;  здесь  преобладают  прочные  породы
архея  и  протерозоя.  Длительное  (начиная  с  нижнего  палеозоя)
субаэральное  развитие  этой  территории  и  неоднократное  воз¬
действие  плейстоценовых  ледников,  которые  имели  в  этом  районе
наибольшую  мощность,  привели  к  значительному  разрушению
поверхности  фундамента,  обусловили  сильную  обнаженность  ко¬
ренных  пород  и  выровненность  рельефа.  В  целом  определяющими
были  процессы  ледникового  сноса.
 Примерно  на  широте  Финского  залива  докембрийский  кристал¬
лический  фундамент  Балтийского  щита  постепенно  погружается
к  югу  в  виде  широкой  пологой  флексуры,  осложненной  тектониче¬
скими  разломами  (Гуделис,  1970).  Сверху  склон  щита  перекрыт
толщей  нижнепалеозойских,  в  основном  ордовикских  и  силурийских
отложений,  которые  местами  прикрыты  сравнительно  -маломощным
 253

четвертичным  чехлом.  Поверхность  склона  служила  местом  актив¬
ного  развития  различных  субазральных  процессов,  главным
образом'  речной  и  ледниковой  эрозии.  К  этой  полосе  приурочены
основные  неровности  дна  Балтийского  моря  и  наибольшие  его
глубины.
 В  пределах  Русской  плиты  Балтийское  море  занимает  главным
образом  Польско-Литовскую  синеклизу  (или  Балтийскую  впади¬
ну),  которая  характеризуется  глубоким  залеганием  фундамента
и  большой  мощностью  осадочного  (палеозойские,  частично  мезо¬
зойские  отложения)  чехла.  В  осевой  зоне  синеклизы  в  пределах
Гданьского  залива  фундамент  залегает  на  глубине  до  3000  м,  а  на
бортах  .впадины  —  до  600  м.  Эта  часть  Балтийского  моря  характе¬
ризуется  относительной  выровненностью  донного  рельефа,  которая
лишь  местами  нарушается  пологими  неровностями.
 В  соответствии  с  геолото-геоморфологичеокими  особенностями
территория  Балтики  распределяется  между  тремя  геоморфологи¬
ческими  странами  —  крупными  частями  единой  геоморфологической
зоны  платформенных  равнин  Северной  Евразии:  Фенно-Скандией,
Русской  (равниной  и  Среднеевропейской  равниной.  Последняя  рас¬
полагается  далеко  за  пределами  государственной  границы  СССР
и  поэтому  в  данной  работе  не  рассматривается  (см.  рис.  3).
 Северная  часть  Балтийского  моря  примерно  до  широты  Вы-
боржского  залива  —  северные  оконечности  островов  Готланд  и
Эланд  расположена  в  пределах  Финско-Ботнической  геоморфоло¬
гической  провинции  Фенно-Скандии,  которая  объединяет  Ботниче¬
ский  залив,  северные  части  Финского  залива  и  Балтийского  моря,
юг  и  запад  Финляндии.  Основная  часть  провинции  находится  за  пре¬
делами  территориальных  вод  СССР.  Она  представлена  в  основном
низменными  денудационно-цокольными  равнинами  суши  и  шельфа,
выработанными  в  массиве  прочных  среднекембрийских  образова¬
ний  и  магматических  кислых  и  средних  пород  доокембрийского  воз¬
раста.  Равнинность  суши  и  поверхности  морского  дна  обусловлена
длительными  и  неоднократными  воздействиями  ледниковых  покро¬
вов  на  слагающие  ее  кристаллические  породы.  Участие  моря  в  вы¬
равнивании  рельефа  сказалось  в  меньшей  степени.  Поэтому  как
в  надводной,  так  и  в  подводной  частях  провинции  преобладает
аккумулятивно-экзарационный  ледниковый  рельеф,  причем  основ¬
ными  являются  экзарационные  формы.  Лишь  в  прибрежной  части
Западной  Финляндии,  которая  постепенно  выходит  из-под  уровня
моря  в  процессе  изостатического  поднятия  Балтийского  щита  (мак¬
симум  поднятия  приходится  на  вершину  Ботнического  залива  —
более  100  см  в  столетие;  Gutenberg,  1954),  образовались  молодые
морские  равнины,  и  воздействие  моря  сыграло  некоторую  роль
в  уничтожении  моренного  покрова.  В  силу  этого  для  прибрежной
полосы  особенно  характерны  типичные  «бараньи  лбы»  и  другие
скалистые  поверхности,  обработанные  ледником  (Щукин,  1960).
Местами,  например  на  южном  побережье  Финляндии,  поздне-
и  послеледниковые  трансгрессии  Пра  -Балтийских  водоемов  оста¬
вили  маломощные  аккумулятивные  накопления.
 254

В  пределах  Балтийского  моря  к  указанной  геоморфологической
провинции  относится  Балтийско-Ботническая  область.  Она  включа¬
ет  Ботнический  залив  и  северную  часть  Финского  залива.  Делится
на  две  подобласти:  Ботническую  и  Финско-Шведскую.
 Ботническая  подобласть  охватывает  ледниковые  аккумулятив-
но-экзарационные  шельфовые  равнины  дна  Ботнического  залива.
В  тектоническом  отношении  подобласть  соответствует  пологой
протерозойской  синеклизе,  являющейся  одним  из  крупных  элемен¬
тов  структуры  Балтийского  щита.  Средние  глубины  составляют
68  м,  максимальные  достигают  295  м  и.  располагаются  в  западной
и  вершинной  частях  Ботнического  залива.  Основные  неровности
донного  рельефа  связаны  с  выступами  допалеозойских  и  палеозой¬
ских  пород  и  с  крупными  эрозионными  впадинами.  Последние  име¬
ют,  по-видимому,  субаэральное.  происхождение  и  связаны  либо
с  развитием  древних  речных  долин,  впоследствии  преобразованных
сползающими  в  них  языками  ледника,  либо  с  деятельностью  вод¬
но-ледниковых  потоков  и  выпахивающим  действием  ледника.
К  впадинам  приурочены  наибольшие  глубины  залива.  Самые
крупные  впадиньг  располагаются  в  южной  части  подобласти.  Они
вытянуты  примерно  вдоль  оси  залива  на  расстояние  около  280  км.
Выступы  палеозойского  коренного  ложа,  сильно  сглаженные
и  срезанные  воздействием  ледника,  характерны  в  основном  для
юго-западной  части  подобласти  (Winterhalter,  1972).  К  ним  приу¬
рочены  крупные  мелководные  банки  залива,  такие,  как  Фингрун-
ден,  Силен,  Эйстрасальт  и  др.  Коренные  выступы  обычно  перекры¬
ты  маломощным  чехлом  моренных  отложений,  поэтому  вся  юго-
западная  часть  области  имеет  унаследованный  аккумулятивный
ледниковый  холмисто-грядовый  рельеф.  Центральная  (наиболее
суженная)  и  крайняя  северо-западная  части  подобласти  харак¬
теризуются  формами  экзарационного  рельефа.
 Южная  половина  подобласти  отличается  очень  хорошей  со¬
хранностью  разнообразных  ледниковых  форм  (Winterhalter,  1972).
Здесь  известны  конечноморенные  гряды  (юго-западнее  архипелага
Васа),  поля  друмлинов  (вдоль  западного  борта  Восточной  -впади¬
ны)  и  весьма  четкие  озы  (например,  Пори  эскер  близ  г.  Пори).
 Мощность  рыхлых  осадков  незначительна,  и  в  донном  рельефе
четко  прослеживается  влияние  разрывной  тектоники.  Обычно  тек¬
тонические  разломы  фиксируются  в  рельефе  дна  залива  в  виде
уступов.  Наиболее  крупная  система  разломов  отмечена  несколько
южнее  архипелага  Васа.  Дизъюнктивные  нарушения  выражены
серией  уступов,  которые  протягиваются  в  юго-западном  направле¬
нии  на  расстояние  до  100  км.  Их  высота  местами  достигает  170  м
(Winterhalter,  1972).
 Финско-Шведская  подобласть  объединяет  скульптурные,  преи¬
мущественно  экзарационные  шельфовые  и  частично  островные
равдины.  В  тектоническом  отношении  она  соответствует  южной
краевой  части  Балтийского  щита  и  ее  крупному  структурному  эле¬
менту—  Аландскому  горстообразному  порогу,  с  которым  связаны
Аландский  архипелаг  и  выступы  Шведского  и  Финского  участков
 255

континента,  отделяющие  Ботнический  залив  от  Центральной  Бал¬
тики.
 К  подобласти  относятся  подводные  денудационные  по-верх,но-сти,
примыкающие  к  южному  побережью  Финляндии  и  восточному
побережью  Швеции.  Они  выработаны  в  кристаллических  породах
Балтийского  щита  и  лишь  местами  перекрыты  маломощным  по¬
кровом  нижнепалеозойских  и  четвертичных  отложений.  Формиро¬
вание  этих  равнин  связано  с  деятельностью  ледников,  морская
абразия  проявилась  слабо.
 Располагающийся  на  севере  подобласти  Аландский  архипелаг
мелких  островков,  образующих  участок  «шхерного»  рельефа,  так¬
же  характеризуется  экзарационными  формами  («бараньи  лбы»).
Реликтом  эрозионной  впадины,  выработанной  ледником,  является
пролив  Седра-Кваркен,  окаймляющий  Аландский  архипелаг  с  за¬
пада.
 Часть  дна  Балтийского  моря  выделяется  в  качестве  собственно
Балтийской  области.  В  ней  'выделяются  три  подобласти:  Финско-
Эотонская,  Готландская  и  Балтийско-Польская.
 Финско-Эстонская  подобласть  охватывает  дно  Финского  залива.
В  структурно-геоморфологическом  отношении  оно  является  про¬
должением  структурно-денудационных  плато  Ладожско-Эстонской
подобласти.  В  подобласть  входит  и  Эстонский  архипелаг  —  непо¬
средственное  продолжение  моноклинально-пластовых  низменностей
и  плато  материка.  Острава  архипелага  имеют  лласковершинный
или  холмистый  ледниковый  и  водно-ледниковый  рельеф,  развитый
на  нижнепалеозойском  коренном  цоколе.  Разделяющая  архипелаг
прибрежная  отмель  с  глубинами  на  внешнем  крае  до  —50  м  также
несет  четкие  следы  аккумулятивно-экзарационного  воздействия
ледника  и  лишь  частично  переработана  морем.  На  ее  поверхности
местами  отмечаются  реликты  ледникового  аккумулятивного  или  эк-
зарационного  и  даже  эрозионного  (северо-западнее  острова  Сааре-
ма)  рельефа.  На  реликтовый  субаэральный  рельеф  накладывают¬
ся  современные  мо-рские  процессы:  в  вершине  Финского  залива
развиваются  преимущественно  процессы  морской  аккумуляции,
а  вдоль  северных  берегов  Эстонии  и  в  районе  Эстонского  архипе¬
лага—  абразионные  процессы,  с  которыми  частично  связаны  сре¬
зание  четвертичного  покрова  и  обнажение  коренных  пород  (ордо¬
вик  и  силур).
 Крайняя  юго-западная  часть  подобласти  (за  пределами  при¬
брежной  отмели)  характеризуется  хорошо  сохранившимся  релик¬
товым  холмисто-грядовьгм  ледниковым  рельефом.
 Готландская  подобласть  целиком  располагается  на  южном
склоне  Балтийского  щита.  Первичные  значительные  уклоны  этой
части  дна  Балтийского  моря  обусловили  сложную  расчлененность
рельефа.  Подобласть  представлена  преимущественно  реликтовыми
эрозионно-денудационными  донными  поверхностями  с  четко  выра¬
женным  куэстовым  рельефом  (глинты).  Образование  последнего
увязывается  с  палеоген-неогеновым  временем,  временем  поднятия
Балтийского  щита,  обусловившего  моноклинальный  наклон
 256

(к  югу)  древ,него  пенеплена  и  активное  врезание  эрозионной  сети
(Гуделис,  1970).  В  пределах  области  различают  три  типа  струк¬
турно-денудационных  уступов  1в  зависимости  от  пород,  ©  которые
они  врезаны  .  (Гуделис,  1970):  ордовикский  (Североготландская
впадина),  силурийский  и  девонский  (Воеточноготландская  впади¬
на)  глинты.  Силурийский  глинт  находит  четкое  продолжение  в  ку-
эстовом  рельефе  острова  Готланд.
 Территория  подобласти  испытала  неоднократное  и  сильное  воз¬
действие  перемещавшихся  с  севера  и  северо-запада  ледников.
Следами  их  деятельности  являются  экз'арационные  поверхности
островов  Эланд  и  Готланд  и  донной  равнины  вокруг  этих  островов,
впоследствии  несколько  обработанной  абразией.  С  действием  лед¬
ников  и  водно-ледниковых  потоков  связано  отступание  и  разруше¬
ние  куэстовых  уступов,  а  также  расширение  и  значительное  пере-
углубление  реликтовых  эрозионных  и  тектонических  понижений.
Примером  такого  понижения  может  служить  самая  глубокая  впа¬
дина  Балтики  —  Ландсортсьюперт  (—459  м).  Во  впадинах  корен¬
ного  ложа  отлагались  мощные  моренные  суглинки,  послеледнико¬
вые  глины  и  голоценовые  илы.  Так,  в  Северобалтийской  впадине
общая  мощность  четвертичных  отложений  85—95  м  (Свиридов,
1975).
 Обширная  донная  равнина  юго-восточной  ч-асти  Балтики  отно¬
сится  к  Балтийско-Польской  подобласти  и  в  тектоническом  отно¬
шении  связана  в  основном  с  Балтийской  синеклизой.  Примерно
к  осевой  зоне  последней  приурочены  такие  крупные  заливы  подоб¬
ласти,  как  Рижский  и  Гданьский  с  глубинами  соответственно  62
и  113  м.  Днища  заливов—(плоские  аккумулятивные  равнины,  сло¬
женные  с  поверхности  илистыми  осадками.  Мощность  только  чет¬
вертичных  отложений  достигает  80  м  (Свиридов,  1975).
 Рельеф  остальной  территории  описываемой  части  дна  Балтий¬
ского  моря  малоконтрастный  и  характеризуется  в  основном  разви¬
тием  затопленных  холмието-трядовых  ледниковых  поверхностей.
Особенно  четко  унаследованные  формы  ледниковой  и  водно-ледни¬
ковой  аккумуляции  представлены  южнее  острова  Готланд,  который
служил  прочным  контрфорсом  на  пути  движения  ледников.  В  его
«тени»  отлагались  мощные  моренные  толщи  (свыше  40  м,  Свири¬
дов,  1975).  Этот  участок  дна  Балтийского  моря  изобилует  банками,
сложенными  моренными  образованиями  (банка  Хобург  и  др.).
 Прибрежная  часть  донной  равнины  юго-восточной  Балтики
испытала  заметное  влияние  абразионно-аккумулятивной  деятельно¬
сти  моря.  Морские  аккумулятивные'процессы  проявляются  в  при-
материковой  части  прибрежной  отмели  (до  глубины  15  м),  где
отложилась  сравнительно  маломощная  толща  морских  наносов
и  образованы  крупнейшие  морские  аккумулятивные  формы  Бал¬
тийского  моря,  такие,  как  Куршская  и  Вислинская  косы.  Нижняя
половина  прибрежной  отмели  (до  глубин  50—60  м)  преимущест¬
венно  абразионная.  Общая  ширина  прибрежной  отмели  25—30  км.
Отдельные  ее  расширения  (до  50  км)  имеют,  по-видимому,  струк¬
турную  обусловленность  (Гуделис,  1970).  Так,  на  отрезке  Лиепая—
 17  1400
 257

Клайпеда  в  море  продолжается  так  называемое  Лиепайское  под¬
нятие,  а  вдоль  Западнопоморского  побережья  Польши  —  Лебское
поднятие.
 Прибрежная  отмель  также  осложнена  'многочисленными  релик¬
тами  субазральното  (ледникового  и  эрозионного)  рельефа.
 С  формами  ледникового  и  водно-ледникового  рельефа  связаны
банки  Кярамадал,  Березина,  Винков  а,  Слупская.  В  районе  городов
Лиепая  и  Клайпеда  известны  конечноморенные  гряды  померанской
стадии  последнего  оледенения.  К  северо-западу  от  Курпюкой  косы
прослеживается  пологосклонная  ложбина,  которая,  по-видимому,
является  прадолиной  Немана  (Гуделис,  1970),  впадавшего  ранее
в  Гданьскую  впадину.
 ЧЕРНОЕ  МОРЕ
 Впадина  Черного  моря  —  один  из  крупных  структурных  элемен¬
тов  Альпийско-Гималайского  орогенического  пояса.  Водами  моря
затоплена  также  часть  Скифской  платформы.  Южная  и  юго-запад¬
ная  части  Черного  •  моря  не  соприкасаются  с  территорией  СССР
и  здесь  не  описаны.
 Общие  морфометрические  характеристики  Черного  моря  сле¬
дующие:  максимальная  длина—ИЗО  ;км;  максимальная  ширина
(от  Очакова  до  Эрегли  на  Турецком  побережье)—530  км;  пло¬
щадь  водной  поверхности  —  420  325  км2;  объем  воды  —  537  тыс.  км3
(вместе  с  Азовским  морем);  максимальная  измеренная  глубина
моря  —  2212  м;  общая  длина  побережья  —  более  4  тыс.  км;  мелко¬
водье  (глубина  до  100  м)  занимает  24%  площади  дна;  глубины
более  2  км  распространены  на  35%  площади  дна  (Гончаров,  Не-
прочнов,  Непрочнова,  1972).
 По  строению  земной  коры  дно  Черного  моря  резко  разделяется
на  две  части:  центральную  часть  впадины  (ее  дно),  сложенную
корой  субокеанического  типа,  и  борта  и  прибрежные  мелководья,
образованные  материковой  корой  различного  возраста.  Соответ¬
ственно  этому  Черное  море  достаточно  четко  разделяется  на  два
крупных  региона:  'северный,  меньший  по  площади,  вместе  с  Азов¬
ским  морем  располагающийся  в  пределах  эпигерцинской  (Скиф¬
ской)  платформы  и  входящий  в  Южнорусскую  провинцию
(образует  две  ее  области),  и  собственно  чернохморский,  охватыва¬
ющий  дно  и  борта  впадины  вместе  с  окаймляющими  ее  узкими
пр  ибреж  ны  м  и  м  ел  ководьям  и.
 Черноморскую  впадину  с  ее  бортами  и  окаймляющими  моло¬
дыми  (в  структурном  отношении)  узкими  шельфгами  мы  рассмат¬
риваем  как  провинцию  Крымско-Кавказской  страны  Альпийско-
Гималайского  эпигеосинклинального  пояса  (см.  рис.  8).
 Из  областей  Южнорусской  провинции  ниже  будет  рассмотрена
только  одна  —  область  Северо-Западного  Черноморского  шельфа.
 0)на  характеризуется  общей  р  а©  ни  ни  остью  рельефа  и  преоблада¬
нием  малых  глубин  моря,  преимущественно  в  пределах  50—100  м.
 258

Наиболее  выровнена  прибрежная  полоса  —современный  подвод¬
ный  склон  береговой  зоны,  сформированный  в  результате  абра¬
зионно-аккумулятивной  деятельности  морских  волн.  Он  тянется  до
глубин  30—40  м.  Из  наиболее  значительных  неровностей  выделя¬
ются  лишь  Одесская  и  Каркинитская  банки  —  подводные  волновые
аккумулятивные  формы,  а  также  Евпаторийская  банка  в  Каламит-
CKQM  заливе,'которую  рассматривают  как  реликт  подводного  бара.
Преобладающие  типы  донных  грунтов  —  пески  и  так  называемые
мидиевые  и  фазеолиновые  илы  (названия  даны  по  соответствую¬
щим  раковинам  моллюсков).  На  больших  глубинах,  главным  об¬
разом  60—70  м,  рельеф  дна  осложнен  пологими  ложбинами  и  воз¬
вышенностями.  На  юго-восточной  окраине  области  отмечается
серия  подводных  террас,  видимо,  маркирующих  регрессивные
уровни  Черного  моря  недавнего  прошлого.  Погребенные  реликто¬
вые  аккумулятивные  формы  типа  баров  были  описаны  Е.  Н.  Не-
весским  в  Каркинитском  заливе.  Для  восточной  части  залива
характерно  «пышное  развитие  подводных  зарослей  зостеры.  На
большей  части  дна  в  пределах  описываемой  области  вне  границы
береговой  зоны  распространены  ракушечные  грунты  и  илы  с  мно¬
гочисленными  раковинными  включениями.
 При  общей  выровнен  но  сти  рельефа  северо-западного  черномор¬
ского  шельфа  отмечаются  и  крупные  по  площади,  но  весьма  поло¬
гие  и  небольшого  размаха  поднятия  и  понижения,  которые,  как
показывают  геофизические  наблюдения,  а  в  последнее  время  и  бу¬
рение,  соответствуют  погребенным  позднейшими  осадками  плат¬
форменным  антиклинальным  и  синклинальным  структурам.  Многие
из  них  перспективно  нефтегазоносны  («Тектоника  и  нефтегазонос-
ность  морей  СССР»,  1970).
 Характерная  особенность  крайнего  юго-западного  угла  описы¬
ваемой  части  дна  Черного  моря—повышенная  мощность  современ¬
ных  донных  осадков,  связанная  главным  образом  с  выносами
Дуная.
 Наиболее  отличительная  черта  провинции  Черноморская
впадина  —  резкое  разделение  ее,  как  уже  упоминалось  в  начале
главы,  на  прибрежное  мелководье  (типа  «г  еоеин  к  ли  н  а  л  ьного  шель¬
фа»,  по  Д.  Е.  Гершановичу),  борта  и  дно  впадины.  На  большей
площади  бортов  впадины  и  прибрежного  шельфа  преобладает
континентальный  тип  коры.  Земная  кора  дна  впадины  по  особен¬
ностям  строения  должна  быть  отнесена  ксубокеаническому  типу.  На
бортах  впадины  резко  уменьшается  мощность  материковой  коры
главным  образом  за  счет  редукции  гранитного  -слоя  при  одновре¬
менном  нарастании  мощности  осадочного  слоя.
 Как  известно,  существуют  диаметрально  противоположные
представления  о  происхождении  и  возрасте  Черноморской  впади¬
ны.  Широко  распространено,  например,  мнение,  развиваемое
В.  М.  Муратовым  и  другими  исследователями,  о  том,  что  Черно¬
морская  впадина  —  наложенное  образование  очень  молодого  возра¬
ста—  всего  около  4,5—5  млн.  лет  (Муратов,  1972).  Мы  не  можем  со¬
гласиться  с  этим  мнением  прежде  всего  из-за  огромной  мощности
 259

осадков  во  впадине  (до  15  «м).  Существенно  также,  что  иод
дном  впадины  не  обнаружено  гранитного  слоя  в  земной  коре,  а  это
со  всей  очевидностью  говорит  о  невозможности  ее  вторичного  обра¬
зования  на  месте  континентального  массива.
 В  :начпем  истолковании  'генезиса  Черноморской  впадины  мы
исходим  -из  представления  о  реликтовости  ее,  считаем  ее  аналогом
Южнакаспийакой  (см.  ниже),  а  также  глубоководных  средиземно-
морских  впадин,  рассматриваемых  нами  в  качестве  «окон»  субоке-
анической  коры,  сохранившихся  в  наиболее  значительных  впадинах
древнего  океана  Тетис.  Соответственно  и  возраст  Черного  моря,
как  глубоководного  осадочного  бассейна,  весьма  велик.  При  самых
грубых  расчетах  (мощность  осадков  в  глубоководной  части  мор,я
достигает  15  км,  а  скорость  осддконакопления  составляет  40  мм
в  тысячу  лет)  возраст  черноморской  впадины  оказывается  равным
почти  400  млн.  лет.  Фактически  он  в  несколько  раз  больше,  так
как  мы  не  учли  уплотнение  осадков  и  приняли  для  расчета  мак¬
симальную  (современную)  скорость  осадконакопления.
 Это  не  означает,  конечно,  что  не  было  сравнительно  недавнего
погружения  ниже  уровня  моря  прилегающих  континентальных
окраин.  Погружение  могло  произойти  в  результате  продолжающе¬
гося  прогибания  дна  Черноморской  котловины.  В  сферу  действия
отрицательных  вертикальных  движений  земной  коры  оказались
втянутыми  и  борта,  и  прибровочные  участки  континентальных
окраин.
 Исходя  из  приведенных  выше  замечаний,  мы  делим  провинцию
Черноморская  впадина  на  три  области.
 Область  Крымско-Кавказская  шельфовая.  Она  выделяется  как
узкая  полоса  прибрежного,  относительно  выровненного  морского
дна,  ограниченного  глубинами  порядка  50—100  м,  в  отдельных
случаях  —  до  150  м.  Отдельные  участки  шельфа  достигают  в  шири¬
ну  40—45  км  (к  югу  от  Керченского  пролива  и  др.),  но  чаще  его
ширина  не  превышает  12  км,  а  местами  суживается  до  2  км.  На
некоторых  участках,  например  у  Леселидзе,  у  мыса  Никит  (район
Пицунды)  прибрежная  отмель  практически  отсутствует.  Мощность
современных  осадков  повсеместно  невелика,  нередко  на  поверхно¬
сти  дна  обнажаются  коренные  дислоцированные  породы  (таври¬
ческой  серии  на  крымском  шельфе,  мелового  и  палеогенового  фли-
ша  на  кавказском).  Местами  поверхность  шельфа  прорезается  вер¬
шинами  подводных  каньонов.  На  большем  протяжении  шельф  —
выработанная  форма,  в  виде  ступени  (бенча)  врезанная  в  склон
Крымского  или  (на  востоке)  Кавказского  антиклинория.  Врезание,
по-вадимому,  не  является  чисто  абразионным,  так  как  современ¬
ный  уровень  Черного  моря,  как  и  всего  Мирового  океана,  устано¬
вился  всего  лишь  несколько  тысячелетий  назад.  Больше  основа¬
ний  считать,  что  поверхность  современного  шельфа  генетически
субаэральное  образование  —  педиплен  или’недимент,  лишь  в  той
или  иной  степени  обработанный  абразией  и  при  благоприятных
условиях  расширенный  в  результате  абразионного  отступания  бе¬
регов.
 .260

По  структурно-геоморфологическим  различиям  вся  область
четко  подразделяется  на  две  подобласти.
 Крымско-Таманская  подобласть  отличается  относительно  боль¬
шой  шириной  шельфа,  в  особенности  в  восточной  части.  Бровка
шельфа  Южнее  мыса  Айя  проходит  на  глубине  140—160  м,  'восточ¬
нее  г.  Ялты  —  на  глубине  80—85  м,  у  г.  Феодосии—100  м,  к  югу
от  Керченского  пролива—  140—160  м  и  вновь  подымается  до  изо¬
баты  100  м  у  г.  Анапы.  До  меридиана  Феодосии  поверхность  шель¬
фа  срезает  дислоцированные  породы  таврической  серии  и  сред¬
ней  юры,  отдельные  мелкие  неровности  рельефа  дна  связаны  с  ха¬
рактером  залегания  и  литологическим  составом  пород.  Местами
четко  прослеживаются  подводные  террасы,  видимо,  маркирующие
низкие  стояния  уровня  Черного  моря  (главным  образом  его  озер¬
ных  стадий).  Так,  к  югу  от  Керченского  пролива  такие  террасы
или  террасовидные  поверхности  отмечаются  на  уровнях  91,  100,
118,  127,  132  м.  Терраса  на  глубине  до  100  м  особенно  хорошо
выражена  к  югу  от  мыса  Айя  (Гончаров  и  др.,  1972).
 Кавказская  шельфовая  подобласть  отличается  очень  малой
шириной  (всего  несколько  километров),  довольно  значительным
уклоном  поверхности,  отсутствием  на  большей  части  протяжения
подводных  террас.  Местами  шельф  представляет  собой  аккумуля¬
тивную  структуру  —  таковы  подводные  окраины  приустьевых  вы¬
ступов  Пицунда,  Кодори  и  др.  Склоны  их  изборождены  глубокими
ложбинами,  которые  уже  в  пределах  материкового  склона  пере¬
ходят  в  подводные  каньоны.  Между  аккумулятивными  участками
поверхность  шельфа  нередко  представлена  бенчем  с  денудационно-
структурными  формами  в  виде  асимметричных  гряд,  обусловлен¬
ных  наклонным  залеганием  и  чередованием  легко  размываемых
и  скальных  пород.  Глубина  бровки  шельфа  в  большинстве  случаев
равна  100—110  м.  Там  же,  где  поверхности  шельфа  представляет
собой  приустьевые  аккумулятивные  формы,  уже  на  глубинах
10—20  м  шельф  сменяется  круто  падающим  материковым  склоном.
Между  городами  Сухуми  и  Поти  поверхность  шельфа  изборож¬
дена  многочисленными  подводными  долинами.  Все  большие  доли¬
ны  приурочены  к  разломам  (Гончаров  и  др.,  1972),  но  верховья
их  в  большинстве  случаев  развиваются  под  действием  мутьевых
потоков  и  оползневых  процессов  (Леонтьев,  Сафьянов,  1973).  Для
всего  шельфа  характерна  тесная  связь  подводных  каньонов  с  бе¬
реговой  зоной.  В  частности,  многие  каньоны  перехватывают  бере¬
говые  потоки  наносов  и  создают  тем  самым  резко  выраженный
дефицит  обломочного  материала  в  береговой  зоне.
 Область  борта  Черноморской  впадины.  Морфологически  она
соответствует  материковому  склону  и  материковому  подножью,
однако  разделение  борта  на  склон  и  подножье,  как  и  во  многих
других  морях,  в  отличие  от  океанов  (Хейзен  и  др.,  1962;  Удинцев,
1959;  Леонтьев,  1965)  нечеткое.  Значительно  более  четкие  разли¬
чия  наблюдаются  между  отдельными  участками  впадины,  сменя¬
ющими  друг  друга  при  движении  наблюдателя  с  запада  на  восток.
Область  борта  Черноморской  впадины  делится  на  следующие  под¬
 261

области  (в  пределах  нашей  карты):  1)  Данубская  (ют  Да  ну  б  —
Дунай);  2)  Крымская;  3)  Керченско-Таманская;  4)  Западнокавказ¬
ская  и  5)  Приколхидская.
 Данубская  подобласть  занимает  северо-западную  часть  борта
впадины  и  характеризуется  большей  шириной  материкового  скло¬
на  и  подножья,  холмистым  или  волнистым  рельефом.  Поверхность
материкового  склона  изборождена  неглубоко  врезанными  подвод¬
ными  склонами,  в  южной  части  подобласти  на  профилях  намечает¬
ся  небольшой  погребенный  или  полупогребенный  под  осадками
хребет  субширотного  простирания,  по  представлениям  В.  П.  Гонча¬
рова  и  др.,—  остаток  какого-то  горного  сооружения,  являющегося
элементом  структуры  Добруджи  или  Мизийс-кой  плиты.  В  целом
вся  подобласть  рассматривается  как  огромный  подводный  конус
выноса  Дуная,  перекрывающий  и  нивелирующий  полностью  или
частично  неровности  структурно-тектонического  рельефа  (Росс,
1974).
 Крымская  подобласть  характеризуется  значительной  крутизной
материкового  склона  и  широким  развитием  оползневых  форм,
а  также  густой  сетью  неглубоко  врезанных  ложбин,  ориентирован¬
ных  по  нормали  к  подножью  материкового  склона.  Конусы  выноса
из  ложбин  сливаются  в  холмистую  равнину  материкового  под¬
ножья,  ориентированную  в  широтном  направлении  и  сложенную
в  значительной  степени  турбидитами  и  оползневыми  массами
(Емельянов,  Шимкус,  1963).  В  восточной  части  подобласти  отме¬
чается  особенно  интенсивное  раздробление  рельефа,  крутизна,  не¬
которых  уступов  склона  возрастает  до  30°,  выделяются  отдель¬
ные  (скалистые  гребни  и  разделяющие  их  подводные  долины.
 В  пределах  Керченско-Таманской  подобласти  широтные  про¬
фили  пересекают  широкое  валообразное  поднятие  дна,  образую¬
щее  выступ,  очерчиваемый  изобатами  от  200  до  2200  м.  На  глуби¬
нах  от  100  до  1700  м  это  поднятие  прорезают  две  долины  с  глуби¬
ной  вреза  до  300  м  и  крутизной  склонов  около  15°.  По  аналогии
с  Данубским  конусом  можно  предполагать,  что  это  обширный  ко¬
нус  выноса  из  Керченского  пролива,  образовавшийся  в  регрессив¬
ные  стадии,  возможно,  как  результат  непосредственного  выноса
аллювия  Кубани  и  Дона,  и  в  дальнейшем  пополняемый  материа¬
лом  мутьевых  потоков.
 Западнокавказская  подобласть  борта  Черноморской  впадины
характеризуется  большой  крутизной,  интенсивной  расчлененностью
материкового  склона,  частыми  выходами  скальных  пород.  Основ¬
ные  элементы  рельефа  этой  части  материкового  склона  структурно
обусловлены,  и  борт  впадины  —  часть  южного  крыла  Большекав¬
казского  мегантиклинория.  Большинство  подводных  долин  и  греб¬
ней  связано  с  поперечным  расчленением  мегаструктуры.  В  районе
Анапы  и  Геленджика  отмечаются  также  положительные  и  отри¬
цательные  структуры,  параллельные  общему  простиранию  Кавказ¬
ского  хребта.  Вследствие  малой  ширины  материковой  отмели  мно¬
гие  подводные  каньоны  начинаются  вблизи  берега  и,  как  уже  от¬
 262

мечалось,  являются  перехватчиками  материала  вдольбереговых
потоков  наносов.  Густота  расчленения  склона  подводными  каньо¬
нами  очень  велика.  Новейшие  исследования  показывают,  что  вер¬
ховья  -каньонов  в  подавляющем  большинстве  случаев  представле¬
ны  эрозионными  формами,  образованными  совместным  действием
оползневых  процессов  и  мутьевых  потоков.  Однако  в  целом  каньон-
ное  расчленение,  ло-вадимому,  связано  с  сетью  поперечных  разло¬
мов,  рассекающих  борт  впадины  (Леонтьев,  Сафьянов,  1973;  Гон¬
чаров  и  др.,  1972).  Благодаря  густой  сети  подводных  каньонов
и  обилию  материала,  перемещающегося  по  ним,  в  области  доста¬
точно  отчетливо  вырисовывается  наряду  с  материковым  склоном
и  материковое  подножье  в  виде  слившихся  конусов  выноса,  мес¬
тами  прорезанных  отдельными  ложбинами,  выработанными  муть-
евыми  потоками.
 Приколхидская  подобласть  начинается  примерно  от  Мюесер-
ской  возвышенности  и  заканчивается  у  г.  Батуми.  Для  нее  харак¬
терно  расширение  зоны  борта,  особенно  в  результате  расширения
материкового  подножья,  обилие  донных  осадков,  вследствие  чего
скальные  выходы  здесь  отсутствуют,  значительное  число  подвод¬
ных  каньонов,  как  правило,  более  крупных,  чем  в  предыдущем
районе.  Южнее  г.  Поти  отмечен  ряд  небольших  хребтиков  широт¬
ного  простирания  со  сглаженными  гребнями,  что  указывает  на
плащеобразное  залегание  на  них  рыхлых  осадков.  Геофизические
данные  свидетельствуют  о  существовании  крупного  погребенного
поднятия  в  нижней  части  материкового  подножья,  имеющего  кав¬
казское  простирание.
 По  данным  геофизических  исследований,  на  протяжении  всей
области  борта  Черноморской  впадины  распространена  земная  кора
материкового  типа,  и  линия,  ограничивающая  ее  распространение,
довольно  хорошо  совпадает  с  границей'  м-атерикового  подножья
и  ложа  Черного  моря.
 Центральночерноморская  область.  Пространственно  она  соответ¬
ствует  дну  глубоководной  котловины  Черного  моря,  занимающему
примерно  одну  треть  черноморской  акватории,  и  ограничена  при¬
близительно  изобатой  2000  im.  Лишь  к  юго-западу  от  Херсонеса
и  в  юго-восточной  части  моря  глубины  в  пределах  области  несколь¬
ко  меньше—  1800—1850  м.  По  геофизическим  данным  всей  обла¬
сти  соответствует  площадь  сплошного  развития  субокеанической
земной  коры  с  сильно  увеличенным  в  мощности  (до  15  км)
осадочным  слоем.  Дно  котловины  выделяется  повсеместно  четко
выраженной  положительной  'аномалией  силы  тяжести  с  двумя
крупными  максимумами  в  западной  и  восточной  частях  котловины.
Характерна  также  полная  'аеейсмичность  описываемой  области,
тогда  как  к  ее  обрамлению  (материковый  склон)  приурочено  до¬
вольно  большое  число  эпицентров  землетрясений  (Гончаров  и  др.,
1972).
 Важнейшая  геоморфологическая  особенность  области—  идеаль¬
ная  выровненность  ее  поверхности.  Это  типичная  плоская  абис¬
 263

сальная  -равнина,  образовавшаяся  в  результате  весьма  длительно¬
го  и  практически  непрерывного  накопления  «мощной  толщи  осадков.
При  детальных  промерах  на  полигонах  площадью  по  100  км2
максимальные  изменения  глубин  составили  3—6  м  (Гончаров,  Ми¬
хайлов,  1964).
 АЗОВСКОЕ  МОРЕ
 Азовское  море  —  далеко  вдающийся  к  северу  залив  шельфовой  ча¬
сти  Черного  моря.  Максимальная  глубина  (центральная  часть)  —
14  м,  средняя  —  8,5  м.  Азовское  море  занимает  пологую  впадину  —
часть  эпигерцинской  Скифской  плиты.  Как  показали  исследования
70-х  годов  ((Панов,  1965;  Хруст  а  лев,  1965;  Хрусталев,  Щербаков,
1974),  до  голоцена  моря  в  этом  регионе  не  было,  господствовал
субаэральный  режим  осадконакопления,  оставивший  после  себя
толщу  континентальных  суглинков,  на  кровле  которых  и  залегают
современные  морские  осадки.  Пространственно  Азовское  море  со¬
ответствует  одноименной  геоморфологической  области  Южнорус¬
ской  провинции  (см.  рис.  3).  Рельеф  дна  Азовского  моря  харак¬
теризуется  выровненностью,  достигнутой  в  результате  погребения
мелких  неровностей  кровли  континентальных  верхнеплейстоцено¬
вых  суглинков  под  толщей  морских  осадков  (мощность  30—40  м).
Толща  формируется  из  компонентов  аллювиального  (выносы  Ку¬
бани  и  Дона)  и  абразионного  происхождения.  Считают  (Хрусталев,
Щербаков,  1974),  что  развитие  рельефа  и  осадочного  покрова
в  Азовском  море  протекает  на  фоне  общего  тектонического  погру¬
жения.  При  этом  погружение  Таганрогского  залива  связывается
с  его  принадлежностью  к  Нижнедонскому  прогибу,  а  поднятие
Ейского  полуострова  (скорости  поднятия  до  1  мм  в  год)  —  с  Ей¬
ским  локальным  поднятием  платформы  и  т.  д.
 Особый  район  образуют  лагуны  Сиваша,  отличающиеся  очень
высокой,  соленостью  и  выпадением  самосадочной  соли,  а  также  ши¬
роким  развитием  ветровых  осушек.
 КАСПИЙСКОЕ  МОРЕ
 Каспийское  море  разделяет  и  связьшает  юго-восток  Русской
равнины,  Кавказ  и  Туран  (Мангышлак,  Бузачи,  Прикарабогазье,
Западнотуранскую  низменность).  Воды  его  заполняют  две  крупные
впадины  —  Средне-  и  Южнокаспийскую  —  и  затопляют  окраины
прилегающих  материковых  платформ.  Наибольшая  длина  моря
(с  севера  на  юг)  —около  1200  км,  средняя  ширина  —  320  км,  общая
площадь  акватории  моря  —  378,4  тыс.  км2  (Косарев,  1975),  объем
воды  —  около  76  тыс.  км3.
 Общепринято  разделение  Каспия  на  северный,  средний  и  юж¬
ный,  Дно  Каспийского  моря  —  гетерогенная  макроструктур#.  Се¬
верный  Каспий  тектонически  относится  к  южной  части  Прикас¬
пийской  синеклизы  Русской  платформы  и  к  обрамляющей  ее  с  юга
зоне  эпигерцинских  структур,  погребенного  вала  Карпинского
 264

и  Прикумских  поднятий,  переходящей  на  восточном  побережье
и  структуры  Буз'ачи  и  Мангышлака.  Впадина  Среднего  Каспия
и  западной  и  центральной  частях  соответствует  Терско-'Каспийско¬
му  краевому  прогибу,  заложенному  на  южной  окраине  Скифской
платформы.  К  нему  же  относится  юго-западная  'Часть  Северного
Каспия.  Однако  геоморфологическая  граница  Северного  Каспия
сечет  границы  прогиба  и  резко  не  совпадает  с  тектонической  струк¬
турой.  Восточная  часть  Среднего  Каспия—погруженная  под  уро¬
вень  моря  окраина  Туранской  платформы  (Туранская  'монокли¬
наль),  образующая  восточный  борт  самой  глубокой  (до  788  м)  части
Среднего  Каспия  —  Дербентской  впадины.
 Средний  Каспий  отделен  от  Южнокаспийской  впадины  подвод¬
ной  возвышенностью  —  Апшеронским  порогом,  пересекающим  Кас¬
пий  с  запада  на  восток.  В  тектоническом  отношении  это  зона  но¬
вейших  брахиантиклинальных  складок,  протягивающаяся  от  юго-
восточного  окончания  Большого  Кавказа  на  Челекен  и  Балхан
(Соловьев,  1954).  Южнокаспийская  впадина  также  неоднородна.
Ее  западная  окраина  близка  в  структурно-тектоническом  отноше¬
нии  к  Апшеронскому  порогу:  здесь  также  развиты  молодые  склад¬
ки,  представляющие  как  бы  область  дальнейшего  разрастания
Кавказской  складчатой  страны  в  юго-восточном  направлении.  Еще
дальше  на  юго-восток  эта  зона  продолжается  в  виде  системы  кон-
седиментационных  складок  уже  в  пределах  собственно  Южнокас¬
пийской  впадины.
 Восточная  окраина  Южнокаспийской  впадины  —  также  об¬
ласть  продолжения  (или  затухания?)  молодой  складчатости,  но
в  отличие  от  западной  части  складки  ее  погребены  под  толщей
новейших  осадков,  и  лишь  те,  которые  наиболее  удалены  от  по¬
бережья  (подводные  хребты  Абиха  и  Андрусова  и  др.),  резко  вы¬
ражены'  в  рельефе  морского  дна.  Судя  по  простиранию  складок
и  по  прослеженным  геофизическими  методами  их  восточным  про¬
должениям,  эта  система  складок  связана  с  Копетдагской  систе¬
мой.
 Совершенно  особая  структура  —  собственно  Южнокаспийская
впадина.  Она,  как  показали  данные  глубинного  сейсмического
зондирования,  характеризуется  отсутствием  земной  коры  мате¬
рикового  типа  и  развитием  субокеанической  коры,  близкой  по
своему  строению  той,  которая  подстилает  впадину  Черного  моря,
но  отличающуюся  большей  мощностью  осадочного  слоя  (до
25  км!).  В  северной  части  впадины  осадочный  слой  (или  его  верх¬
няя  толща)  дислоцирован,  осадки  смяты  в  брахиантиклинали
и  брахисинклинали,  в  рельефе  дна  им  соответствуют  подводные
хребты  и  разделяющие  их  ложбины.
 Необходимо  отметить,  что  кора  субокеанического  типа  распро¬
страняется  также  далеко  к  западу  от  Южнокаспийской  впадины
и  подстилает  значительную  часть  Куринско-Араксинской  депрес¬
сии  (Балавадзе,  Талтвадзе,  1960;  Гальперин  и  др.,  1962).  Однако
под  шельфом  восточной  окраины  впадины  уже  залегает  матери¬
ковая  кора.  Шельф  здесь  обрывается  четко  выраженным  матери¬
 265

ковым  склоном.  Последний  в  виде  узкого  и  крутого  уступа  окайм¬
ляет  впадину  с  юга,  со  стороны  Иранского  побережья,  и  является
непосредственным  продолжением  Г  илян-Мазендаранской  при¬
брежной  равнины.  Вероятно,  он,  как  и  прилегающие  горно-склад-
чатые  структуры  Эльбурса  и  Талыша,  имеет  материковую  струк¬
туру  земной  коры.
 На  всей  площади  дна  Среднего  Каспия  (не  говоря  уже  о  Се¬
верном)  развита  типичная  материковая  земная  кора.  Дербентская
впадина  Среднего  Каспия  —  наложенная  структура,  возникшая
в  результате  очень  недавнего  (плиоцен?)  прогибания  прилегаю¬
щей  к  Кавказу  части  Скифской  платформы.  Она,  вероятно,  слу¬
жит  продолжением  Терско-Каспийского  краевого  прогиба,  ком¬
пенсированного  осадконакоплением.  Таким  образом,  Средний
Каспий  в  отличие  от  Южного  на  всем  протяжении  является  ча¬
стью  подводной  окраины  материка,  т.  е.  как  в  своей  «глубоковод¬
ной»  части,  так  и  в  пределах  прибрежного  мелководья  представ¬
ляет  шельфовое  образование.  Заметим,  что  подобные  области
«переуглубленного»  шельфа  далеко  не  редки.  Шельфовые  впади¬
ны  типа  среднекаспийской  следует  выделять  в  качестве  морфо-
структур  особого  типа,  которые  можно  называть  суббатиальными
шельфовыми  впадинами.
 Исходя  из  данных,  приведенных  в  вышеизложенном  обзоре
структуры  дна  Каспийского  моря,  предлагается  следующая  схема
геоморфологического  районирования.  Северный  Каспий  выделен
как  отдельная  область  Южнорусской  провинции  прибрежных  низ¬
менностей  и  шельфовых  морей;  Средний  Каспий  —  также  область
этой  провинции,  до  некоторой  степени  условно  в  нее  включен  так¬
же  узкий  Дагестанско-Североазербайджанский  шельф  (в  качестве
подобласти),  который  по  своей  геологической  структуре  собствен¬
но  мог  быть  отнесен  к  Крымско-Кавказской  провинции.  Кроме
того,  в  пределах  Среднего  Каспия  выделены  еще  четыре  подоб¬
ласти:  Северо-Западная  шельфовая,  Дербентская  впадина,  При-
мангышлакская  шельфовая  и  Карабогазгольокая.
 Южный  Каспий  мы  выделяем  в  качестве  особой  провинции,
которая  наряду  с  Черноморской  впадиной  является  частью  Крым¬
ско-Кавказской  геоморфологической  страны,  входящей  в  состав
Альпийско-Гималайского  орогенического  пояса.  Эта  провинция  по
структурным  и  морфологическим  различиям  делится  на:  1)  об¬
ласть  шельфа  Южного  Каспия;  2)  область  материкового  склона;
3)  Центрально-Южнокаспийскую  область.  Первая  из  них  подраз¬
деляется  на  четыре  подобласти,  выделяемые  по  принадлежности
к  разным  структурно-тектоническим  регионам:  Апшеронский  по¬
рог,  Южнокобыстанская,  Ленкорано-Куринская  и  Западнотуркмен¬
ская.  Область  материкового  склона  выделяется  на  юго-восточной
и  южной  периферии  впадины.  Центрально-Южнокаспийская  об¬
ласть  четко  подразделяется  на  две  подобласти—  Южнокаспийских
подводных  хребтов  и  Южнокаспийской  абиссальной  равнины.
 Северокаспийская  область.  Это  обширная  шельфовая  мелко¬
водная  равнина  с  довольно  монотонным  рельефом,  в  формирова-
 266

\I  ми  которого  главную  роль  играет  накопление  терригенного  оса¬
дочного  материала,  в  изобилии  поступающего  сюда  в  виде  выносов
рек  Волги,  Терека,  Сулака  и  Урала,  а  также  биогенного  (раку¬
шечного)  материала,  образующегося  в  результате  высокой  биоло¬
гической  продуктивности  этого  региона.  В  структурно-тектониче¬
ском  отношении  область  неоднородна.  Крайний  северо-восточный
угол  —  часть  Прикаспийской  еинеклизы  с  погребенными  под  осад¬
ками  соляно-купольными  формами.  Южный  борт  еинеклизы  об¬
рамлен  тремя  крупными  краевыми  поднятиями  (также  погребен¬
ными  и  почти  не  выделяющимися  в  рельефе):  Астраханским,  Се¬
верокаспийским  и  Южноэмбенским.  Первое  и  третье  поднятия
расположены  в  основном  на  суше,  а  второе  —  под  водами  Каспия.
Южнее  протягивается  пояс  погребенных  структур  так  называе¬
мого  Вала  Карпинского  —  структурного  элемента  Скифской  плат¬
формы,  ограниченного  с  юга  глубоким  прогибом  (Манычско-При-
мангышлакским).  Еще  южнее  у  Предкавказского  побережья  в  мо-
■р,е  уходит  пояс  Прикумских  погребенных  поднятий,  который  не
продолжается  в  структурах  Мангышлака,  а  срезается  глубинным
разломом,  прослеженным  примерно  от  Аграханского  полуострова
до  устья  Урала.  Юго-западная  часть  области  располагается  в  пре¬
делах  Терско-Каспийского  краевого  прогиба.
 При  общей  равнинности  рельефа  дна  выделяются  отдельные
пологие  морфологические  элементы,  которые  в  очень  смягченном
виде  соответствуют  отдельным  погребенным  структурам  Вала
•Карпинского  и  его  восточного  продолжения  (Леонтьев,  1957;  1964).
Они  образуют  зону  ракушечных  и  песчаных  банок  субширотной
ориентировки,  из  которых  наиболее  крупные  —  Большая  и  Малая
Жемчужные,  Безымянная,  Кулалинская,  банка  Тюленьих  остро¬
вов.  К  югу  от  них  простирается  плоская  равнина,  сложенная  пес¬
чано-алевритовыми  и  ракушечными  осадками.  Наряду  с  положи¬
тельными  формами  'рельефа  различается  и  несколько  крупных
линейных  отрицательных  форм,  маркирующих  подводные  продол¬
жения  речных  долин:  Волжская  бороздина,  более  четко  выражен¬
ная  Уральская  бороздина,  которая  хорошо  совпадает  по  прости¬
ранию  с  упоминавшимся  выше  глубинным  разломом,  а  также
Мангышлакская  бороздина,  продолжающаяся  на  суше  в  виде
сух-ой  долины,  заложенной  по  Предмангышлакскому  или  Южнобу-
зачинскому  прогибу.  Названные  выше  и  ряд  других  банок  гене¬
тически  представляют  собой  подводные  и  островные  бары.  По¬
следние  на  участках,  выведенных  из-под  уровня  моря,  образуют
аккумулятивные  острова  —  Тюлений,  Жемчужный,  Кулалы,  Мор¬
ской  и  др.  Значительная  часть  островов  связана  генетически
с  предустьевым  взморьем  дельты  Волги  (острова  Укатный,  Жест¬
кий,  Новинский,  Джамбайский).
 Монотонная  равнина,  располагающаяся  южнее  пояса  банок,
постепенно  к  югу  сливается  с  шельфовой  равниной  Среднего  Кас¬
пия.  Граница  между  ними  может  быть  проведена  только  условно.
 Среднекаспийская  область.  Она  охватывает  Дербентскую  впа¬
дину  и  прилегающие  пространства  прибрежной  отмели  средне¬
 267

каспийского  шельфа.  Максимальные  глубины  приурочены  к  цент¬
ральной  части  Дербентской  впадины,  ограниченной  изобатами
500  м.  Прибрежная  отмель  оканчивается  четко  выраженной  бров¬
кой  на  глубинах  около  90  м  на  западе  и  100—130  м  на  востоке.
 Глубинная  структура  Среднего  Каспия  имеет  платформенное
строение,  однако  кристаллический  фундамент  перекрыт  мощным
осадочным  чехлом,  подошва  которого  лежит,  по  данным  Я.  П.  Ма-
ловицкого  (1964),  на  глубине  3—7,  а  <в  приапшеронской  южной
части  области  даже  15  км.  В  фундаменте  платформы  отчетливо
выделяются  три  крупных  поднятия  —  Среднекаспийское,  Песчано-
мысское  и  Карабогазский  свод.  Юго-западная  часть  платформы
сильно  прогнута  и  образует  Приапшеронский  прогиб  с  максималь¬
ными  мощностями  осадочного  чехла.  Новейшими  складчатыми
движениями  чехол  деформирован.  Как  уже  упоминалось,  узкая
прикавказская  полоса  шельфа  имеет  складчатую  структуру.  Это
часть  предкавказского  прогиба,  втянутая  в  складчатость  главным
образом  в  среднеплиоценовое  время  и  являющаяся  затопленной
окраиной  передовых  (предгорных)  складок  «третичного»  Дагеста¬
на  и  Северного  Азербайджана.
 Вся  область  Среднего  Каспия  отличается  положительными
гравитационными  аномалиями  и,  за  исключением  западного  борта,
асейсмичностью.  Аномалии  силы  тяжести  характеризуют  Средне¬
каспийский,  Песчаномысский  и  Карабогазский  своды.
 Среднекаспийская  область  разделяется  на  Северо-Западную,
Дагестанско-Североазербайджанскую,  Дербентскую,  Примангыш-
лакскую  и  Карабогазгольскую  подобласти.
 Северо-Западная  шельфовая  подобласть  Среднего  Каспия  —
аккумулятивная  донная  равнина,  сложенная  алевролитами  и  пес¬
чаными  осадками.  Исследованиями  Е.  Г.  Маева  (1960)  на  внешнем
крае  шельфа  установлена  зона  выходов  на  поверхность  отложений
раннеголоценовой  регрессии.  Рельеф  равнины  монотонный.  Одно¬
образие  рельефа  нарушается  на  внешнем  крае  шельфа  несколь¬
кими  подводными  долинами.
 Дагестанско-Североазербайджанская  шельфовая  подобласть
в  противоположность  предыдущей  отличается  сложно  построен¬
ным  рельефом  и  широким  развитием  складчатых  структур,  в  той
или  иной  степени  срезанных  абразией  и  денудацией.  Поэтому
здесь  широко  распространены  различные  структурно-денудацион¬
ные  формы  в  виде  асимметричных  гряд  известняков-ракушечни¬
ков  (верхний  миоцен  —  плиоцен)  или  песчаников.  Гряды  образуют
закономерные  комплексы,  по  которым  могут  быть  выделены  от¬
дельные  брахиантиклинали  и  крупные  разломы.  Морскими  гео¬
морфологическими  исследованиями  установлено,  что  большая
часть  шельфа  в  пределах  Дагестанского  района  —  самостоятель¬
ная,  самая  восточная  зона  новейших  складок,  перспективная  на
нефть  и  газ  (Леонтьев,  Мякокин,  1970;  Бурштар,  Варущенко,  Ле¬
онтьев,  1974).
 В  районе  нижнего  течения  реки  Самур  описанные  выше  струк¬
туры  погружаются.  Дно  здесь  песчаное,  но  южнее  г.  Оиазань
 268

и  прибрежной  части  шельфа  вновь  появляются  известняково-ра¬
кушечные  и  песчаниковые  подводные  гряды.  Бровка  шельфа  всю¬
ду  четкая  и  несколько  приподнята.
 В  пределах  подобласти  на  многих  участках  подводными  и  про¬
мерными  работами  выявлены  древние  береговые  линии,  марки¬
рующие  древние  низкие  уровни  стояния  вод  Каспия.  Наиболее
четко  выражена  береговая  линия  на  глубине  20—22  м.  Местами
ома  представлена  реликтами  береговых  баров.  По  всей  вероят¬
ности,  уровень  моря  несколько  раз  устанавливался  около  этих  от¬
меток.  По  фаунистическим  и  геоморфологическим  данным,  здесь
есть  бары  явно  послехвалынского  возраста,  но  по  глубине  вреза¬
ния  долин  крупных  рек  можно  с  уверенностью  говорить  о  том,  что
этого  же  уровня  достигало  зеркало  вод  Каспия  и  в  послехазарское
(ательское)  время  (Шнитников,  1956).
 Подобласть  Дербентской  впадины  —  плоская  абиссальная  рав¬
нина,  сложенная  преимущественно  мелкоалевритовыми  илами.
В  северной  части  впадины  выделяются  слившиеся  конусы  подвод-
пых  долин,  врезанных  в  северо-западный  борт  впадины  (Лебедев,
1965).  Западный  борт  впадины  узкий  и  изрезанный  подводными
каньонами,  на  нем  заметно  развиты  оползневые  явления.  На  за¬
падном  и  особенно  на  южном  и  юго-западном  отрезках  борта  впа¬
дины  отчетливо  выражена  ступень  на  глубине  около  200  м.  Она,
вероятно,  маркирует  один  из  низких  плиоценовых  уровней  Кас¬
пийского  моря.  Такая  же  ступень  протягивается  на  востоке.
 Характерный  элемент  рельефа  восточного  борта  Дербентской
впадины  —  Песчаномысская  возвышенность,  имеющая  вид  тре¬
угольника,  вытянутого  в  море  до  глубины  300—400  м.  Это,  по-
видимо'му,  горст,  полого  наклоненный  на  сев  е  р  -'сев  еро  -з  ап  ад
и  обрывающийся  крутым  уступом  к  югу-юго-востоку.  Выделяются
также  две  значительные  подводные  долины:  одна  вдоль  южного
подножья  Песчаномысской  возвышенности,  другая  —  вдоль  под¬
ножья  восточного  борта  впадины  южнее  41°  с.  ш.  Последнюю  свя¬
зывают  с  древней  долиной  Карын-Жарыка,  с  которой  ассоцииру¬
ется  формирование  Кара-Богаз-Гола  (Рихтер,  1954;  Рихтер,  Ма¬
ев,  1962;  Леонтьев,  1961).
 Рельеф  дна  Примангышлакской  шельфовой  подобласти  пред¬
ставлен  ступенчатой  наклонной  равниной,  выработанной  в  мио¬
ценовых,  почти  горизонтально  залегающих  породах.  В  целом  это
продолжение  Мангышлакского  и  Кендерли-Каясанского  столовых
плато.  Невысокие  положительные  формы  рельефа  связаны  с  плат¬
форменными  структурами.  Наиболее  значительная  из  них  —  Пес¬
чаномысская  возвышенность,  которая  продолжается  и  далее,
в  пределы  Дербентской  впадины.  Ступени  имеют  либо  структурно¬
денудационный  генезис,  либо  это  древние  береговые  линии.
 Миоценовые  и  понтические  породы  на  большей  части  площади
подобласти  перекрыты  новейшими  песчано-ракушечными  отложе¬
ниями.  Вдоль  бровки  шельфа  современные  осадки  отсутствуют.  Здесь
обнажаются  хвалынекие  и  нижненово'каспийские  регрессивные
отложения  (Лебедев,  Маев,  1963).  У  берега  поверхность  дна  пред¬
 269

ставлена  главным  образом  бенчем,  выработанным  в  карбонатных
породах  миоцен-плиоцена  или  в  сцементированных  четвертичных
ракушечниках,  слагающих  реликты  хазарских  и  хвалынских  ак¬
кумулятивных  форм.  Препарировка  более  стойких  к  размыву  про¬
слоев  обусловила  развитие  грядовых  форм  рельефа.  Из  эрозион¬
ных  реликтовых  форм  следует  отметить  несколько  затопленных
долин  в  районах  Песчаномысского  поднятия,  Кендерли  и  близ
Кара-Богаз-Гола,  в  том  числе  реликты  долины  Карын-Жарык,
прослеживающиеся  с  перерывами  от  Карабогазского  пролива  до
бровки  шельфа  и  далее,  в  пределах  южной  части  Дербентской
впадины.  Вдоль  морского  края  Кара-Богаз-Гола  протягивается
зона  ракушечно-известняковых  гряд,  сложенных  породами  акча-
гыльского,  хазарского  и,  возможно,  хвалынского  возраста,  марки¬
рующих  различные  стадии  нарастания  Карабогазской  пересыпи
(Леонтьев,  1961;  Соловьев,  Кулакова,  1962).
 Карабогазгольская  подобласть  занимает  обширную  плоско¬
донную  депрессию,  борта  которой  сложены  палеогеновыми  и  нео¬
геновыми,  а  на  юго-востоке  и  меловыми  породами,  главным  обра¬
зом  известняками  и  мергелями.  Дно  депрессии  выстлано  толщей
эвапоритов  с  мощными  прослоями  солей.  На  большей  площади
депрессия  является  обращенной  формой  рельефа.  Она  соответст¬
вует  в  структурном  плане  Карабогазскому  своду.  Предполагается,
что  депрессия  образовалась  в  результате  размыва  бортов  развет¬
вленного  залива,  возникшего  некогда  на  месте  долины  Карын-
Жарыка  и  ее  притоков.  За  последние  40—45  лет  площадь  водно¬
го  зеркала  Кара-Богаз-Гола,  крупнейшего  залива  Каспия,  сильно
сократилась,  обнажились  обширные  равнины,  сложенные  мощны¬
ми  пластами  соли.  С  запада  залив  огражден  пересыпью,  разделен¬
ной  посередине  проливом.  Благодаря  значительному  перепаду
уровней  в  Каспии  и  Кара-Богаз-Голе,  пролив  ведет  себя  наподо¬
бие  реки:  врезается  в  ложе,  имеет  односторонне  направленное  те¬
чение,  перед  устьем  образует  дельту.  Огромные  запасы  химиче¬
ского  сырья  Кара-Богаз-Гола  используются  в  настоящее  время
лишь  в  небольшой  степени  (добыча  мирабилита  в  Бекдаше).
 Провинция  Южнокаспийской  впадины,  как  уже  упоминалось,
состоит  из  трех  областей.
 Область  шельфа  Южного  Каспия.  Шельфовая  область  Южно¬
го  Каспия  развита  асимметрично  относительно  глубоководной
впадины.  Шельф  восточной  окраины  впадины  в  несколько  раз
шире,  чем  шельф  западной  окраины,  и  имеет  более  выположенный
рельеф.  Это  связано,  в  частности,  с  отложением  довольно  мощной
толщи  осадков.  На  западе  поверхность  шельфа  изобилует  неров¬
ностями.  Большинство  их  структурно  обусловлено,  так  как  бенч
срезает  молодые  структурные  формы  —  брахиантиклинали.  Мно¬
гочисленны  выходы  коренных  пород.  Широко  распространены  под¬
водные  грязевые  вулканы.  Некоторые  из  них,  выступая  вершинами
над  уровнем  моря,  образуют  острова.  Осадочный  покров,  высти¬
лающий  западный  шельф,  формируется  главным  образом  за  счет
накопления  терригенного  материала,  а  также  грязевулканических
 270

переработанных  продуктов.  На  восточном  шельфе  осадки  накап¬
ливаются  «за  счет  биогенных  процессов,  оолитообразования.
 Шельфовая  область  Южного  Каспия  может  быть  подразделе¬
на  на  несколько  подобластей.  Самая  северная  из  них  —  подоб¬
ласть  Апшеронского  порога.  Наиболее  характерная  черта  рельефа
этой  возвышенности  —  непрерывная  цепь  брахиантиклинальных
поднятий,  протягивающаяся  от  Апшеронского  полуострова  до  Че¬
лекена  включительно  и  непосредственно  выраженная  в  рельефе
в  виде  банок  и  островов  (острова  Два  Брата,  Артем,  Камни,  Гри-
горенко,  Жилой,  банки  Андреевского,  Апшеронская,  Дарвина*
Нефтяные  Камни,  Промежуточная,  Ливанова,  Губкина  и  др.).
В  средней  части,  непосредственно  восточнее  Нефтяных  Камней,
порог  прорезает  подводная  долина,  сходная  с  той,  которая  была
описана  ранее.
 Вся  зона  складок  Апшеронского  порога  —  важнейший  морской
нефтедобывающий  район  Каспийского  моря  (Али-Заде  и  др.,
1916;  Юсуф-Заде,  1979).  При  установлении  его  нефтеносности  на¬
ряду  с  геофизическими  важнейшую  роль  сыграли  структурно-гео¬
морфологические  исследования  (Соловьев,  1954;  Кленова  и  др.,
1962;  Шарков,  1964,  и  др.).
 Южнокобыстанская  подобласть  сходна  ъ  строении  с  Апшерон-
ским  порогом.  Основу  ее  шельфа  также  образует  дислоцирован¬
ная  толща  очень  молодых,  плиоцен-четвертичных  пород,  слагаю¬
щих  ряд  брахиантиклиналей  на  продолжении  складчатых  зон
Южного  Кобыстана  —  области  затухания  кавказской  складча¬
тости.  Характерная  черта  подобласти  —  грязевой  вулканизм  и  ши¬
рокое  распространение  структурно-денудационных  форм  рельефа.
Большинство  грязевых  вулканов  выступает  над  водой  и  образует
острова  (Булла,  Лось,  Обливной  и  др.,  относящиеся  к  Бакинско¬
му  архипелагу).  Как  и  район  Апшеронского  полуострова,  эта
часть  шельфа  имеет  важное  значение  как  морской  нефтедобываю¬
щий  район  Каспия  (Али-Заде  и  др.,  1966;  Юсуф-Заде,  1979).
 Куринско-Ленкоранская  подобласть  характеризуется  развити¬
ем  неширокого  шельфа,  сложенного  мощной  осадочной  толщей.
Геофизические  исследования  и  некоторые  геоморфологические
признаки  (наличие  банок,  грязевой  вулканизм)  позволяют  выде¬
лить  несколько  брахиантиклинальных  структур,  объединяемых
в.  зоны  развития  новейших  складок.  В  синклинальных  прогибах
мощность  осадков  весьма  высока.  Специфические  районы  этой
подобласти  включают  взморье  современной  дельты  Куры,  отли¬
чающееся  резким  свалом  глубин  на  морском  крае  подводной  час¬
ти  авандельты,  а  также  очень  мелководный  осушающийся  залив
Кирова.  Напротив  Ленкоранского  побережья  поверхность  шель¬
фа  идеально  выровнена  за  счет  аккумуляции.
 Оюобую  подобласть  образует  Западнотуркменский  шельф.  Он
отличается  большой  шириной,  распространением  мощной  толщи
осадков  и  в  связи  с  этим  значительной  выровненностью  рельефа.
Под  этим  покровом  залегают  дислоцированные  неогеновые  поро¬
ды.  Они  слагают  крупные  складки,  лежащие  на  продолжении
 271

кшетдагсшх  структур  и  постепенно  погружающиеся  в  западном
направлении.  Напротив  Кеймир-Окаремского  участка  берега  в  но¬
вейших  дельтовых  осадках  Атрека  выработан  широкий  бенч.
В  непосредственной  близости  от  берега  имеется  несколько  грязе¬
вых  вулканов.  Крупной  аккумулятивной  формой  типа  островного
бара  является  остров  Огурчинский.  Южнее  его  отмечены  две  бан¬
ки,  связанные  с  проявлением  грязевого  вулканизма  (Соловьев,
Кулакова,  1962).
 Область  материкового  склона  Южного  Каспия.  Типичный  ма¬
териковый  склон  в  виде  сравнительно  узкого  крутого  уступа  раз¬
вит  только  на  югонво'сточной  и  южной  окраинах  Южно>кашийской
впадины.  На  остальной  части  ее  окраин  горные  хребты,  являю¬
щиеся  продолжением  брахиантиклинальных  складок  зон  шельфа,
протягиваются  далее  во  впадину,  полностью  маскируя  материко¬
вый  склон,  который,  по  существу,  оказывается  «перерожденным»
в  ландшафт  подводного  торного  (рельефа  (icim.  ниже).
 На  юго-востоке  материковый  склон  имеет  четко  выраженную
бровку,  лежащую  на  глубине  около  100  м,  небольшой  уклон  по¬
верхности  (6—8°)  и  значительную  ширину.  Нижняя  часть  склона
сильно  выположена  и  может  рассматриваться  как  наклонная  ак¬
кумулятивная  равнина  материкового  подножья.  В  районе  банки
Грязный  вулкан,  расположенной  на  самой  бровке  шельфа,  рель¬
еф  материкового  склона  осложнен  подводными  ложбинами  и  хол¬
мами  (Агапова,  Кулакова,  1973).  Холмистый  рельеф,  по  всей  ве¬
роятности,  связан  с  подводно-оползневыми  явлениями.
 Вдоль  южного  (Иранского)  побережья  материковый  склон  пло¬
хо  изучен.  По  имеющимся  данным  это  крутой  уступ  сравнительно
простого  строения.
 Центрально-Южнокаспийская  область.  Она  занимает  дно  впа¬
дины  Южного  Каспия  в  основном  в  пределах  изобаты  500  м.  Как
уже  отмечалось,  впадина  характеризуется  субокеаническим  типом
земной  коры  и  очень  большой  мощностью  осадочного  слоя.
 По  строению  рельефа  дно  Южнокаспийской  впадины  можно
разделить  на  две  подобласти:  северную  горную  и  южную  равнин¬
ную.
 Северная  подобласть  Южнокаспийских  хребтов  представляет
собой  часть  впадины,  «заполненную»  новейшими  линейными  под¬
нятиями  дна,  образующими  целую  систему  подводных  хребтов.
В  складчатость  здесь  вовлечены  даже  хвалынские  отложения.
Е.  Г.  Маев  (1961)  установил  конседиментационный  характер  этой
складчатости.  Относительная  высота  хребтов  0,5—0,8  км.  Склоны
их  слабо  расчленены,  разделяющие  хребты  долинообразные  пони¬
жения  являются  синклиналями.  К  одной  из  них  приурочена  мак¬
симальная  глубина  Каспийского  моря  (1025  м).
 Все  хребты  четко  подразделяются  по  простиранию  на  две
группы.  К  первой  группе  относятся  хребты,  лежащие  на  продол¬
жении  антиклинальных  зон  Южного  Кобыстана  и  Куро-Араксин-
ской  впадины.  Они  имеют  юго-восточное  простирание,  переходя¬
щее  на  окончаниях  хребтов  в  южное.  Во  вторую  группу  входят
 272

хребты,  тектонически  связанные  с  западнотуркменскими  структу¬
рами.  Они  отличаются  юго-западным  простиранием.  Наиболее
крупные  из  них  —  хребты  Шатского,  Абиха,  Андрусова.
 В  южной  части  подобласти  имеется  несколько  небольших
возвышенностей  широтного  простирания,  возможно  более  древ¬
них.
 Южная  абиссальная  равнинная  подобласть,  подобно  дну  Цент¬
ральночерноморской  впадины,—  плоская  абиссальная  равнина,
образованная  благодаря  полному  погребению  коренных  неровно¬
стей,  связанных  с  более  древними  структурами.  Господствующий
тип  поверхностных  отложений  —  мелкоалевритовые  и  глинистые
известковые  и  известковистые  илы.
 Центрально-Южнокаспийская  область,  несмотря  на  большую
мощность  осадочного  покрова,  характеризуется  региональным
максимумом  силы  тяжести.  Это  обусловлено  залеганием  базаль¬
тового  слоя  земной  коры  непосредственно  под  осадочным  слоем.
Аномалии  силы  тяжести  уменьшаются  при  приближении  к  Апше-
ронскому  порогу  («Тектоника  и  нефтегазоносность...»,  1970).
 В  целом  Южнокаспийская  впадина  может  рассматриваться
как  пример  котловины  геосинклинального  моря,  постепенно  «за¬
полняющейся»  новейшими  складчатыми  сооружениями.  Этот  про¬
цесс,  видимо,  еще  не  распространился  на  ее  южную  часть.
 АРАЛЬСКОЕ  МОРЕ
 Аральское  море  образует  одноименную  область  Арало-Кара-
кумской  провинции  (см.  рис.  5).  Площадь  моря  около
68,3  тыс.  км2,  максимальная  ширина  его  292  км,  наибольшая  дли¬
на—  424  км.  Это  мелководный  бассейн,  на  большей  части  площа¬
ди  моря  глубины  не  превышают  30  м,  и  только  у  западного  края
отмечается  меридиональная  впадина,  где  глубина  достигает  69  м.
Объем  воды  —около  1  тыс.  км3.  Аральское  море  изобилует  остро¬
вами,  наиболее  крупные  из  них  —  Кокарал  (недавно  стал  полу¬
островом),  Барсакельмес,  Возрождения.
 Характерной  особенностью  рельефа  дна  Аральского  моря
наряду  с  упоминавшейся  впадиной  является  меридиональная  воз¬
вышенность,  протягивающаяся  от  полуострова  Муйнак  на  юге
к  Кокаралу.
 Аральское  море  располагается  на  стыке  Устюртского  и  Кы¬
зылкумского  сегментов  Туранской  платформы,  имеющих  слож¬
ный  рельеф  фундамента  и  граничащих  по  линии  глубинного  раз¬
лома.  Упоминавшаяся  выше  подводная  гряда,  отдельные  участки
которой  образуют  острова  Лазарева,  Возрождения,  Барсакельмес,
структурно  обусловлена  глыбовыми  дислокациями,  связанными
с  этим  разломом.  Глубина  залегания  фундамента  (каледонско-
герцинского)  на  юге  достигает  5  тыс.  м.
 За  исключением  меридиональной  подводной  гряды,  рельеф  дна
Аральского  моря  в  целом  однороден  и  не  обнаруживает  заметного
влияния  погребенного  рельефа  кристаллического  фундамента.
 18  1400
 273

Образование  впадины  вдоль  западного  борта  котловины,  возмож¬
но,  следует  связывать  с  неодинаковой  скоростью  осадконакопле-
ния  в  восточной  и  западной  частях  моря,  хотя  некоторые  авторы
(В.  И.  Лымарев  и  др.,  1967)  рассматривают  этот  желоб  как  нео-
тектоническое  образование.
 Согласно  общему  мнению,  Аральская  котловина  —  молодое,
наложенное  на  более  древние  структуры  образование.  Предпола¬
гается  (Луппов,  Эберзин,  1945),  что  начало  геологической  исто¬
рии  Аральского  моря  как  водного  бассейна  приходится  на  верх¬
ний  плиоцен.  В  акчагыльское  время  здесь  находились  северные
окончания  крупного  залива  акчагыльского  моря.  Заполнение  кот¬
ловины  шло  главным  образом  за  счет  стока  Амударьи,  Сырдарьи,
Чу,  Сарысу  (Федорович,  1952).  Послеаральский  бассейн  еще  в  ап-
шероне  (но  не  в  плейстоцене!)  имел  связь  с  Каспием.
 Современное  состояние  Аральского  моря  характеризуется  ин¬
тенсивным  понижением  его  уровня,  который  с  1960  по  1976  г.
понизился  более  чем  на  5  м  (Богданова,  Костюченко,  1977).  Из¬
менения  уровня  связаны  с  массовым  разбором  вод  Амударьи
и  Сырдарьи  на  ирригационные  нужды.  Поэтому  будущее  Арала
зависит  от  того,  будет  ли  дефицит  стока  в  море  нарастать,  или  он
будет  восполнен  за  счет  сброса  в  него  вод  сибирских  рек.
 В  пределах  Аральской  котловины  можно  выделить  несколько
районов:  1)  Малое  море  (Северный  Арал),  характеризующийся
мелководностыо  и  слабым  осадконакоплением,  абразией  берегов
и  выходами  коренных  пород  на  дне;  2)  Западноаральский,  отли¬
чающийся  максимальными  глубинами  и  преимущественно  биоген-
но-хемогенным  осадконакоплением  (Бродская,  1959);  3)  Средин¬
ное  поднятие;  4)  Центральный  район  монотонного  равнинного
рельефа;  5)  Присырдарьинский  и  Приамурдарьинский  районы
устьевых  взморий.
 ГЛАВА  9.  МОРЯ  СЕВЕРНОГО  ЛЕДОВИТОГО  ОКЕАНА
 Моря  советского  сектора  Арктики  расположены  в  пределах  се¬
верных  окраин  зоны  платформенных  равнин,  плоскогорий  и  ост¬
ровных  гор  Северной  Евразии  и  зоны  Дальневосточного  горного
пояса.  Это  исключительно  шельфовые  моря,  более  или  менее  ши¬
роко  открытые  в  сторону  Северного  Ледовитого  океана.  К  первой
из  названных  зон  относится  дно  Белого,  Баренцева  и  Карского
морей,  а  также  прибрежная  западная  часть  'моря  Лаптевых,  ко
второй  —  большая  часть  моря  Лаптевых,  Восточно-Сибирское
и  Чукотское  моря  (рис.  12).
 БЕЛОЕ  МОРЕ
 Белое  море  как  водный  бассейн  представляет  собой  глубоко
вдающийся  в  сушу  залив  Баренцева  моря.  В  общей  системе  рай¬
онирования  европейской  части  СССР  впадина  Белого  моря  выде¬
ляется  нами  как  область  Кольско-Карельской  подпровинции
 274

Рис.  12.  Моря  Северного  Ледовитого  океана
 ФС  —  СТРАНА  ФЕННОСКАНДИЯ.  I  —  Карело-Финская  провинция;  1(1)  —  Кольско-Карельская  подпровинция;  3  —  беломорская  область;  по¬
добласти  —  3(1)  —  Западнобеломорская,  3(2)  —  Восточнобеломорская.
 рр  _  СТРАНА  РУССКАЯ  РАВНИНА.  II  —  Юогснобаренцевоморская  провинция;  1  —  область  Канинско-Мурманская,  2  —  область  Печорско-Кол*
гуевская;  подобласти  —  2(1)  —  шельфовая  Печорско-Колгуевская,  2(2)  —  острова  Колгуева.
 БК  —  БАРЕНЦЕВОМОРСКО-КАРСКАЯ  СТРАНА. 	1  —  Центральнобаренцевоморская  провинция;  1  —  Центральнооаренцевоморская  область;
 II  —  провинция  Баренцево-Карского  внешнего  шельфа,  1  —  шельфово-островная  область  Земли  Франца-Иосифа;  подобласти  1(1)
шельфовая,  /(^  —  архипелага  Земли  Франца-Иосифа;  2  —  Северокарская  область. 	^
 ЗС  —  СТРАНА  ЗАПАДНО-СИБИРСКАЯ  РАВНИНА.  1  —  Северная  провинция;  4  —  область  Южнокарская;  подооласти  —  4(()$—  Югорско-новозе-
мельская,  4(2)  —  срединного  поднятия  юга  Карского  моря;  4(3)—  51мало-Гыданской  отмели; 	5—Ямало-Гыданская 	приорежно-эстуариевая 	область.
 ВС-СТРАНА  РАВНИНЫ  -  ПЛОСКОГОРЬЯ  и  НИЗМЕННОСТИ  ВОСТОЧНОЙ  СИБИРИ.  III  -  провинция  Север  Средней  Сибири;  3-
 шельфово-островная  Таймырско-Североземельская  область;  подобласти 	3(1)  —  архипелага  Северной  Земли;  3(2)  шельфовая  Таи^ыр^^5*'  _0
 ЛЧ 	ЛАПТЕВСКО-ЧУКОТСКАЯ  СТРАНА.  I  —  Лаптевская  провинция.  1  —  область  Внешнего  шельфа  моря  Лаптевых,  2  —  область  Приорежная
 Лаптевская  шельфовая;  IIшельфовая  провинция  Восточно-Сибирского  моря;  /  -шельфово-островная 	область 	Новосибирского 	шельфа, 	1(2)
 архипелага  Новосибирских  островов;  2  —  область  Внутреннего  шельфа  Восточно-Сибирского  моря;  III  —  провинция  Внешнего  Восточносибирско-
Чукотского  шельфа;  /  —  область  Внешнего  Восточносибирского-Чукотского  шельфа.  иоппвчгингчгяя-  Ч  —
СВ—СТРАНА  ГОР  И  РАВНИН  СЕВЕРО-ВОСТОКА  СССР.  IV—  Юкагиро-Анюиская  провинция;  4  —  область  Чаунско-Медвежинская,  5-
область  Чукотско-Врангелевская;  подобласти  —  5(1)  —  Чукотско-Врангелевская  шельфовая,  5(2)  —  острова  Врангеля.  Другие  условные  обозна¬
чения  см.  на  рис.  3.

Фенно-Скандии  (см.  рис.  3).  Белое  море  занимает  площадь  около
90  800  км2  (включая  острова),  объем  воды  —  4400  км3,  средняя
глубина  моря  —  49  м,  максимальная  —  340  м.
 Дно  западной  части  Белого  моря  отличается  значительной
тектонической  раздробленностью  и  в  связи  с  этим  довольно  слож¬
ным  рельефом.  В  этой  части  моря  выделяются  резко  очерченная
и  глубокая  (более  250  м)  впадина  —  Кандалакшский  грабен,
а  также  крупный  приподнятый  блок  —  часть  Соловецких  остро¬
вов.  Имеются  и  более  мелкие  тектонические  формы.  Северо-вос¬
точная  часть  дна  Белого  моря  проще  по  строению  поверхности,
здесь  господствуют  аккумулятивные  субаквальные  равнины,
в  значительной  степени  сложенные  материалом,  принесенным  Се¬
верной  Двиной  и  Мезенью.
 В  пределах  западной  части  дна  Белого  моря  широко  распрост¬
ранены  экзарационно-ледниковые  формы  и  различные  морские
образования.  Характерный  элемент  рельефа  северо-восточной  дон¬
ной  равнины  Белого  моря  —  крупные  песчаные  гряды  и  ослож¬
няющие  их  песчаные  волны,  созданные  мощными  приливными
течениями.  В  связи  со  сказанным  целесообразно  разделение  Бе¬
ломорской  области  на  две  подобласти  —  Западнобеломорскую
и  Восточнобеломорскую.
 Западнобеломорская  подобласть  характеризуется  маломощ¬
ным  и  прерывистым  слоем  поверхностных  осадков,  многочислен¬
ными  выходами  кристаллических  пород,  повсеместным  распрост¬
ранением  ледниково-денудационных  форм  рельефа  при  подчинен¬
ном  значении  аккумулятивных  форм,  значительной  контрастности
донного  рельефа,  связанной  с  дифференцированной  глыбовой  тек¬
тоникой  (Невесский  и  др.,  1977).
 Восточнобеломорская  подобласть  отличается,  как  уже  упоми¬
налось,  преимущественным  развитием  аккумулятивных  субак-
вальных  равнин,  осложненных  рельефом  крупных  песчаных  гряд
с  песчаными  волнами,  создаваемыми  приливным  течением.
В  прибрежной  полосе  характерны  также  обширные  осушки  и  ка¬
налы  стока  приливных  вод.
 БАРЕНЦЕВО  МОРЕ
 Баренцево  море  имеет  площадь  1  469  800  км2  (с  островами)
и  объем  воды  —  267  900  км3.  Средняя  глубина  его  186  м,  макси¬
мальная  —  600  м.
 Современные  данные  свидетельствуют  о  тектонической  неод¬
нородности  дна  Баренцева  моря.  Его  меньшая,  южная  часть  ле¬
жит  еще  в  пределах  Русской  платформы  со  складчатостью  проте¬
розойского  возраста.  Большая,  северная  часть  Баренцева  моря
вместе  с  северо-восточной  окраиной  Карского  моря  должны  быть
выделены  по  тектонической  обособленности  в  особую  Баренцево-
Карскую  платформу  каледонского  возраста.  Северная  окраина
платформы  испытала  значительные  вертикальные  движения
в  альпийское  время.
 Эта  часть  дна  Баренцева  моря  простирается  от  архипелага
 276

Шпицбергена  до  северо-западных  островов  архипелага  Северная
Земля,  а  с  севера  на  юг  —  от  бровки  шельфа  до  сочленения
с  Восточноевропейской  платформой.  Границей  с  этой  платфор¬
мой  служит  тектонический  шов,  протягивающийся  от  района  Нор¬
вежского  желоба  на  западе  до  Карских  ворот  на  востоке  (северо-
восточная  часть  Баренцево-Карской  платформы,  заключенная
между  архипелагами  Земля  Франца-Иосифа  и  Северная  Земля,
занята  водами  Карского  моря).  В  строении  гетерогенного  фунда¬
мента  Баренцево-Карской  платформы  принимают  участие  породы
как  протерозойского,  а  возможно  и  архейского  (на  востоке  Шпиц¬
бергена),  так  и  раннепалеозойского  (каледониды  на  западе  от
Северной  Земли)  возрастов.  Предполагается,  что  каледониды  слу¬
жат  основанием  для  южной  периферии  Центральной  Баренцево-
морской  возвышенности  и  западного  обрамления  северного  остро¬
ва  Новой  Земли.  Мощность  осадочного  чехла,  сложенного  верхне¬
палеозойскими  и  мезо-  и  кайнозойскими  отложениями,  вблизи
границы  с  Восточноевропейской  платформой  12—14  км.  По  мере
удаления  на  север  —  к  островам  Франца-Иосифа,  на  восток  —
к  Новой  Земле  и  на  запад  и  юго-запад  —  к  Норвежскому  морю
мощность  чехла  резко  сокращается  до  1  км.
 Описываемая  часть  дна  Баренцева  ’моря  -выделяется  нами  тк
Баренцево-Карская  геоморфологическая  страна.  Она  имеет  сле¬
дующие  характерные  особенности:
 1. 	Мощный  осадочный  чехол  в  южной  и  центральной  частях
и  сокращенный  —  на  севере,  западе  и  востоке.  В  его  основании
залегает  гетерогенный,  преимущественно  каледонский  фундамент.
 2. 	Повышенная  по  сравнению  со  средними  показателями  для
Мирового  океана  глубина  шельфа  (250—500  м).
 3. 	Крупные  положительные  и  отрицательные  неровности  рель¬
ефа,  обычно  отвечающие  тектоническим  поднятиям  и  прогибам
и  имеющие  (кроме  желобов  у  края  шельфа)  изометричные  очер¬
тания  в  плане.  Возможны,  однако,  и  обращенные  крупные  формы
рельефа.  В  частности,  есть  сведения,  что  верхнемезозойские  обра¬
зования  в  районе  Центральнобаренцевоморского  плато  падают
к  центру  этой  возвышенности.
 4. 	Рельеф  преобладающей  части  страны  —  пластовая  равнина,
несущая  следы  интенсивной  ледниковой  обработки.
 5. 	На  глубинах  около  200  м  в  ряде  мест  установлены  затоп¬
ленные  абразионные  уступы  —  реликты  древних  береговых  линий.
 6. 	Мощность  голоценовых  донных  отложений,  представленных
илами  и  илистыми  песками,  ничтожна.
 В  соответствии  со  структурно-тектоническими  различиями  дно
Баренцева  моря  в  нашей  системе  районирования  подразделяется
на  три  провинции  (см.  рис.  12):  1)  Южнобаренцевоморская  про¬
винция,  состоящая  из  Канинско-Мурманской  и  Печорско-Колгу-
евской  областей  и  относящаяся  к  стране  Русская  равнина;  2)  про¬
винция  внешнего  Баренцево-Карского  шельфа  и  3)  Центрально-
баренцевоморская  провинция.  Последние  две  провинции  образуют
Баренцево-Карскую  геморфологическую  страну.
 277

Южнобаренцевоморская  провинция
 Канинско-Мурманская  область.  Область  Баренцевоморского
шельфа  расположена  в  пределах  краевого  поднятия  байкальского
фундамента,  представленного  Канинской  складчатой  зоной.  Зона
образует  в  рельефе  суши  линейно  ориентированное  на  северо-за¬
пад  поднятие:  на  полуострове  Канин  —  гряду  Канин  Камень,
а  на  морском  дне  —  возвышенность,  протягивающуюся  на  350  км
в  том  же  направлении  вдоль  Мурманского  побережья  Кольского
полуострова.  Осевая  часть  возвышенности,  где  глубина  моря  ме¬
нее  150  м,  отстоит  от  берега  на  юго-востоке  на  125  км  и  северо-
западе—  на  75  км.  Между  берегом  Кольского  полуострова  и  под¬
водной  возвышенностью  в  рельефе  дна  наблюдается  депрессия,
для  северо-западной  части  которой  характерны  глубины  до  200  м,
а  иногда  и  более.  На  юго-востоке  депрессия  подходит  к  наиболее
узкой  и  пониженной  части  перешейка  полуострова  Канин.  Далее
ей  соответствует  Чешская  губа.  По  геофизическим  данным  здесь
установлен  узкий  и  глубокий  прогиб  с  мощностями  осадков  до
нескольких  километров.  Он  соответствует  зоне  сочленения  добай-
кальского  >и  байкальского  оснований  Восточноевропейской  плат¬
формы.
 Таким  образом,  формирование  крупных  черт  орографии  в  дан¬
ной  области  было  предопределено  тектоническими  особенностями
ее  строения.  В  облике  более  мелких  образований  наиболее  сущест¬
венную  роль  сыграла  комплексная  денудация,  длившаяся  многие
миллионы  лет,  при  этом  вблизи  Балтийского  щита  в  плейстоцене
преобладали  экзарационная  деятельность  ледников  и  морская
абразия.  В  более  удаленных  от  щита  районах  этой  геоморфологи¬
ческой  области,  в  частности  во  внешней  части  пролива,  соеди¬
няющего  Белое  и  Баренцево  моря  (  в  так  называемой  «Воронке
Белого  моря»),  а  также  на  Канинском  перешейке  и  в  Чешской  гу¬
бе  в  строении  рельефа  большую  роль  играют  аккумулятивные  мо¬
ренные,  ледниково-озерные  и  ледниково-морские  образования.
 Из  современных  субаквальных  форм  рельефа  должны  быть  так¬
же  отмечены  крупные  песчаные  гряды,  образованные  приливными
течениями  в  «Воронке  Белого  моря»  и  севернее  ее  (к  северо-за¬
паду  от  Канина).
 Печорско-Колгуевская  область.  Эта  область  Бареицевоморюко-
го  шельфа  в  тектоническом  плане  соответствует  Печорской  глыбе
байкальского  складчатого  фундамента.  Наиболее  крупный  струк¬
турный  элемент  осадочного  чехла  —  Болыпеземельская  синеклиза,
которая  занимает  основную  часть  области.  Она  простирается
с  юго-востока  на  северо-запад,  где  открывается  в  Центральноба-
ренцевоморскую  впадину.  Мощности  осадков  возрастают  вдоль
осевой  части  синеклизы  от  6  (на  юго-востоке)  до  10  км  (на  севе¬
ро-западе).
 Разломы,  рассекающие  фундамент  и  осадочную  толщу  сине¬
клизы  в  двух  взаимно  перпендикулярных  —  северо-западном
и  северо-восточном  —  направлениях,  контролируют  систему  бло¬
 278

ковых  положительных  и  отрицательных  структур.  Образовавшие¬
ся  впадины  выполнены  палеоген-неогеновыми  отложениями.  Тек¬
тонические  поднятия  частично  прямо  выражены  в  рельефе.  Так,
одному  из  них  отвечает  Гусиная  банка,  где  развит  экзарационный
рельеф,  ныне  погруженный  под  уровень  моря  и  перекрытый  ма¬
ломощным  (толщиной  всего  несколько  десятков  сантиметров)
слоем  морских  осадков.  Другому  поднятию,  по  нашему  мнению,
отвечает  остров  Колгуев.
 Целесообразно  разделение  области  на  две  подобласти:  шель¬
фовую  Печорско-Колгуевскую  и  островную  Колгуевскую.
 В  пределах  шельфовой  Печорско-Колгуевской  подобласти  раз¬
вит  рельеф  Пластовых  низменных,  ныне  'В  основном  затопленных
морем  равнин,  несущих  следы  деятельности  ледников  и  перигля-
циальных  вод.  Новейшая  трансгрессия  значительно  снивелиро¬
вала  эти  образования.  В  последнее  время  геофизическими  и  гео¬
морфологическими  методами  в  пределах  подобласти  выявлен  ряд
погребенных  поднятий  типа  платформенных  брахиантиклиналей.
Характерны  также  грядовые  образования  —  результат  современ¬
ной  деятельности  течений.
 Колгуев  —  единственный  крупный  остров  области.  Он  распо¬
ложен  в  76  км  от  материка  напротив  Малоземельной  тундры.
Его  площадь  3,2  тыс.  км2.  Остров  сложен  целиком  четвертичными
моренными,  камовыми,  озерными,  болотными,  морскими,  а  вдоль
рек  аллювиальными  отложениями.  Характерные  черты  рельефа:
обилие  моренных  холмов  в  центральной  и  северо-западной  час¬
тях  острова  с  преобладающими  высотами  70—80  м  (максималь¬
ная—  166  м).  Ближе  к  берегам  поверхность  острова  выполажи-
вается,  приобретает  облик  террасированной  равнины  с  обильно
развитыми  озерами  и  болотами.  Максимальную  площадь  плоские
низменные  равнины  занимают  на  юге  острова.  Абразионные  берега
с  высотой  клифа  до  18  м  наблюдаются  на  севере  и  северо-западе;
аккумулятивные  —  на  юге.  Речная  сеть  развита  хорошо.  Общая
приподнятость  поверхности  шельфа  в  этом  районе,  обилие  харак¬
терных  прибрежно-морских  аккумулятивных  форм,  активность  эро¬
зионной  деятельности  (рассматриваются  рядом  исследователей  как
свидетельство  новейшего  тектонического  поднятия  острова.
 Центральнобаренцевоморская  провинция
 Центральнобаренцевоморская  провинция  представлена  в  гра¬
ницах  охватываемого  нашим  районированием  пространства  лишь
одной  одноименной  областью.
 Центральнобаренцевоморская  область  занимает  центральную
часть  Баренцева  моря  и  лишь  на  востоке  граничит  с  сушей  —  Но¬
вой  Землей.  Она  отличается  отсутствием  островов  и  чередованием
крупных  по  площади  возвышенностей  и  впадин  (Центральная
возвышенность,  Центральная  впадина,  Предновоземельское  плато
и  др.).  Преобладают  глубины  более  200  м.  Характерны  также
максимальные  для  Баренцево^Карокой  платформы  мощности  оса¬
дочного  чехла,  весьма  низкая  степень  сейсмичности  и  отсутствие
 279

молодых  излияний  базальтов.  В  структурно-тектоническом  отно¬
шении  данная  область  приурочена  к  Центральнобаренцевомор-
ской  эп-икаледонской  плите.
 Рельеф  области  создан  в  основном  работой  плейстоценовых
ледников,  флювиогляциальных  потоков  и  морских  (в  том  числе
голоценовой)  трансгрессий.  Известные  в  районе  Предновозе-
мельского  подводного  плато  экзарационные  равнины  в  западном
направлении  (в  пределах  Центральной  впадины  депрессии)  сме¬
няются  сначала  моренными,  а  затем  на  юге  Центральной  возвы¬
шенности—  зандровыми  и  озерно-ледниковыми  равнинами.  Пред¬
полагается,  что  в  прошлом  существовал  Североновоземельский
центр  оледенения,  доходивший  в  плейстоцене  до  центральной  час¬
ти  современной  акватории  Баренцева  моря.  Имеются,  однако,
и  другие  взгляды,  согласно  которым  сама  Баренцевоморская  пли¬
та  была  центром  (или  одним  из  центров)  оледенения.  Так  ил»и
иначе,  но  оледенение  —  один  из  основных  рельефообразующих
факторов,  создавших  сохранившийся  до  наших  дней  микро-  и  ме¬
зорельеф  описываемой  провинции.
 Провинция  Баренцево-Карского  внешнего  шельфа
 Провинция  Баренцево-Карского  внешнего  шельфа  выделяется
относительно  возвышенным  рельефом  —  наличием  островных
групп  Шпицбергена  (западнее  границы  охватываемого  райониро¬
ванием  пространства)  и  Земли  Франца-Иооифа,  а  также  подвод¬
ных  возвышенностей  —  Персея,  Центральнокарской  и  др.  Подвод¬
ные  возвышенности  и  цоколи  островных  групп  отделены  друг  от
друга  крупными  желобообразными  депрессиями  меридионального
лростирания  (Франца-Виктория,  Св.  Анны,  Воронина).  Провин¬
ция  Баренцово-Карского  внешнего  шельфа  занимает  северную
часть  Баренцевоморской  платформы,  приподнятую  в  результате
новейших  вертикальных  движений.  Здесь  четко  выражена  раз-
ломная  тектоника,  имеются  молодые  базальтовые  излияния.
 Провинция  разделяется  на  две  области:  шельфово-островную
область  Земли  Франца-Иооифа  и  Северокарскую.  Последняя
описана  ниже,  при  характеристике  Карского  моря.
 Для  шельфово-островной  области  Земли  Франца-Иосифа  ха¬
рактерна  относительно  небольшая  мощность  осадочного  чехла.
Нередко  она  не  превышает  нескольких  десятков  метров.  В  южном
направлении  мощность  возрастает  до  нескольких  километров.  Во
многих  местах  осадочная  толща  пронизана  гипабиссальными  ин¬
трузиями.  Характерны  также  эффузивы.  Верхнемеловые  —  палео¬
геновые  платобазальты  занимают  весьма  значительные  площади.
Особенности  геолого-тектонического  строения  территории  и  дея¬
тельность  ледников  предопределили  основные  черты  рельефа,  ко¬
торый  представлен  структурно-денудационными  низковысотными
ступенчатыми  плато  со  следами  мощной  экзарационной  обработ¬
ки.  На  островах  развито  и  современное  оледенение.  Образование
основных  гипсометрически  резко  отличных  ступеней  плато  —
 280

результат  активных  вертикальных  подвижек  крупных  тектониче¬
ских  блоков  в  плиоцене  и  плейстоцене.  Положительные  движения
привели  к  образованию  поднятия  острова  Виктория,  возвышенно¬
сти  Персея  и  самого  архипелага  Франца-Иосифа,  а  отрицатель¬
ные—  к  формированию  желобов  Франца-Виктория  и  Альбанова
(к  юго-западу  от  Земли  Франца-Иосифа).  Тектоническая  разд¬
робленность  северных  районов  области,  т.  е.  тех,  которые  примы¬
кают  к  бровке  материковой  отмели,  особенно  значительна  и  име¬
ет  черты  бордерленда.  Вся  подводная  часть  области  может  быть
выделена  как  шельфовая  подобласть.
 Другую  .подобласть  образует  архипелаг  Земли  Франца-Иоси¬
фа,  -который  состоит  более  чем  из  150  островов.  Его  площадь'пре¬
вышает  16  000  км2.  Высоты  базальтовых  плато,  образующих  ост¬
рова,  колеблются  от  50  до  600  м,  и  глубины  разделяющих  их  про¬
ливов  также  достигают  600  м.  Развитое  оледенение  относится
к  полупокровному  типу.  Известны  также  каровые  ледники  и  очень
специфические,  широко  распространенные  лишь  в  этом  районе'
Советской  Арктики  ледники  подножий.  Оледенением  охвачено
около  85%  поверхности  островов.  Наиболее  характерные  образо¬
вания  рельефа  суши,  не  занятой  ледниками,—  реликтовые  цирки,,
троги  и  другие  формы,  возникшие  в  ходе  гляциально-нивальных
процессов.  Наивысшие  отметки  рельефа  во  всей  рассматрйваемой
геоморфологической  области  приходятся  на  нунатаки  —  останцы
базальтовых  плато.  Узкие  полосы  приморской  низменности  заня¬
ты  морскими  абразионными  террасами.  Их  высота  25—30  м.  Есть
также  некоторые  сведения  (отдельные  находки  морской  гальки
и  фауны,  террасоподобные  уступы)  о  наличии  выработанных  мо¬
рем  поверхностей  на  высотах  до  125  м  (Сакс,  1948).
 КАРСКОЕ  МОРЕ
 Карское  море  отделяется  от  Баренцева  моря  условной  грани¬
цей,  которая  проводится  по  меридиану,  соединяющему  северное
окончание  Новой  Земли  и  крайнюю  восточную  точку  Земли  Фран¬
ца-Иосифа.  На  востоке  Карское  море  окаймлено  архипелагом
Северная  Земля  и  полуостровом  Таймыр,  на  юго-западе  —  остро¬
вами  Вайгач  и  Новая  Земля,  на  северо-западе  —  западным  бор¬
том  крупной  меридиональной  депрессии  —  желоба  Св.  Анны.  Се¬
верную  границу  моря  проводят  по  бровке  шельфа.  Площадь  аква¬
тории  около  830  тыс.  км2,  объем  вод—101  тыс.  км3,  средняя
глубина—127  м,  а  наибольшие  глубины  колеблются  от  620  м
в  верховьях  желоба  Св.  Анны  (в  75  км  к  северо-востоку  от  север¬
ной  оконечности  Новой  Земли  —от  мыса  Желания)  до  1200  м
в  северной  части  этого  желоба.  Ширина  подводной  окраины  ма¬
терика,  измеренная  по  72°в.  д.,  1025  км.
 Карское  море  расположено  в  узле  сочленения  трех  геоморфо¬
логических  стран  (см.  рис.  12):  Баренцевоморско-Карской,  Рав¬
нин,  плоскогорий  и  низменностей  Восточной  Сибири  и  Западно-
Сибирской  равнины.  Дно  Карского  моря  разделяется  на  четыре-
 281:

области:  Северокарскую,  расположенную  в  краевой  части  шельфа
и  относящуюся  к  Баренцевоморско-Карской  стране;  восточную  —
Таймырско-Североземельскую,  принадлежащую  к  стране  Равнин,
плоскогорий  и  низменностей  Восточной  Сибири;  Южнокарскую
и  Ямало-Гыданскую.  Последние  две  области  являются  под¬
водным  продолжением  Западносибирской  геоморфологической
страны.
 Северокарская  область.  Она  является  частью  провинции  Ба-
ренцево-Карского  внешнего  шельфа  и  расположена  в  пределах
Баренцево-Карской  платформы.  Мощность  осадочного  чехла  на
положительных  структурах  области  менее  1  км,  а  в  прогибах  от  1
(в  желобе  Св.  Анны)  до  4  км  (в  желобе  Воронина).  Геоморфоло¬
гически  Северокарская  область  весьма  близка  к  примыкающей
к  ней  с  запада  шельфово-островной  области  Земли  Франца-Иоси¬
фа,  но  имеет  и  ряд  существенных  отличий.  В  частности,  здесь  нет
излияний  платобазальтов  и  связанных  с  ними  форм  рельефа,  зна¬
чительно  более  интенсивно  и  контрастно  провляются  вертикаль¬
ные  движения  земной  коры  в  новейшее  время,  и  в  поднятия
и  опускания  вовлечены  весьма  крупные  по  площади  районы  мор¬
ского  дна.  Рассматриваемая  область  объединяет  три  такие  мор-
фоструктуры  и  тяготеющие  к  ним  более  мелкие  структурные  об¬
разования  (с  запада  на  восток):  желоб  Св.  Анны  площадью  око¬
ло  137,5  тыс.  км2  (преобладающие  глубины  моря  350—600  м);
Центральнокарское  поднятие  площадью  около  92  тыс.  км2  со  сред¬
ними  глубинами  в  сводовой  части  около  30  м  и  меньше,  острова¬
ми  и  многочисленными  отмелями;  желоб  Воронина  площадью
около  62  тыс.  км2  с  глубинами  в  верховьях  (на  юге)  от  50  до
165  м  и  в  низовьях  —  до  400  м  (как  исключение  —  450  м).  К  се¬
веру  от  79-й  параллели  все  перечисленные  структуры  имеют  ли¬
нейные  очертания  и  ориентированы  по  нормали  к  краю  шельфа.
Здесь  наблюдается  максимальная  дифференциация  вертикальных
движений  земной  коры.  Рядом  с  наиболее  погруженными  участка¬
ми  желобов  возвышенные  участки  отдельных  тектонических
структур  выходят  из-под  уровня  моря,  образуют  острова  Ушакова
и  Визе.  Острова  сложены  породами  раннемелового  возраста.  Ост¬
ров  Ушакова  целиком  покрыт  панцирем  современного  ледника,
я  на  острове  Визе  обнаружены  эрратические  валуны,  свидетельст¬
вующие  о  деятельности  недавно  существовавших  ледников.  Юж¬
нее  79°  с.  ш.  контрастность  глубин  резко  уменьшается,  но  увели¬
чивается  количество  мелких  тектонически  предопределенных,  от¬
носительно  погруженных  и  приподнятых  участков  дна.  Последние
в  южных  прибортовых  частях  желоба  Воронина  образуют  архипе¬
лаг  островов  Сергея  Кирова  (на  юго-востоке)  и  остров  Уединения
(на  юго-западе).  Весьма  интересен  факт  выраженности  в  рельефе
на  северо-востоке  Карского  моря  и  западе  Северной  Земли  круп¬
ной  кольцевой  (в  плане)  морфоструктуры.  Западную  часть  мор-
фоструктуры  образует  дуга  островов  Сергея  Кирова,  а  восточ¬
ную—  система  денудационных  плато  на  западе  островов  Север¬
ной  Земли,  которые  сформировались  на  каледонском  -складчатом
 282

цоколе,  в  то  время  как  коренное  основание  остальной  части  ост¬
ровов  Северной  Земли  имеет  протерозойский  возраст.  В  сводовой
части  кольцевой  структуры,  несколько  напоминающей  по  площади
и  конфигурации  Анабарское  поднятие  в  Восточной  Сибири,  зало-
жился  строго  меридионально  ориентированный  грабен,  представ¬
ленный  в  рельефе  желобол*  Воронина.  Цоколь  островов  Сергея
Кирова,  а  также  расположенного  к  северу  от  них  острова  Воро¬
нина  и  к  западу  острова  Уединения  сложен  нижнемеловыми  угле¬
носными  континентальными  образованиями.  Четвертичные  отло¬
жения  повсюду  включают  бурые  вязкие  щебенчатые  мореноподоб¬
ные  суглинки  и  эрратические  валуны.
 В  целом  рельеф  Северокарской  области  представлен  шельфо¬
выми  пластовыми  разновысотными  равнинами.  На  относительно
приподнятых  участках  этих  равнин  —  вблизи  островов  Франца-
Иосифа,  Северная  Земля  и  на  мелководьях  Центральнокарской
возвышенности,  проявились  абразия  и  ледниковая  экзарация.
В  периоды  регрессий  верховья  желобов  осушались  и  служили
ложбинами  стока  древних  водотоков.  В  эпохи  трансгрессий  (как
это  наблюдается  и  сейчас)  в  их  пределах  господствовала  невол¬
новая  аккумуляция  морок  их  осадков.  Субаэральный  реликтовый
рельеф  особенно  хорошо  сохранился  на  Центральнокарской  возвы¬
шенности,  хотя  в  настоящее  время  значительная  ее  площадь  на¬
ходится  в  зоне  современного  воздействия  волн  и  течений.  Наибо¬
лее  крутые  и  глубоко  погружающиеся  борта  желобов  Св.  Анны
и  Воронина  нередко  сильно  изрезаны  ложбинами  типа  эрозион¬
ных  и  осложнены  подводными  оползнями.
 Южнокарская  область.  Она  охватывает  более  50%  площади
Карского  моря.  В  тектоническом  отношении  —  это  северная  часть
Западносибирской  плиты,  а  в  геоморфологическом—  область  Се¬
верной  провинции  страны  Западно-Сибирская  равнина.  В  преде¬
лах  области  осадочный  чехол  перекрывает  мозаично  построенный
фундамент,  отдельные  фрагменты  которого  консолидировались,
в  байкальскую,  каледонскую  и  повднегерцинскую  эпохи  склад¬
чатостей.  Мощность  осадочной  толщи  колеблется  от  4  км  на  юго-
востоке  и  юго-западе  до  1  км  —  в  районе  срединного  поднятия,
вытянутого  параллельно  островам  Новая  Земля  с  юго-запада  на
северо-восток  в  центральной  части  акватории  Карского  моря.  Эта
часть  погруженного  основания  Западносибирской  плиты  (иногда
выделяется  в  самостоятельную  Карскую  плиту)  ограничена  на
западе  и  севере  герцинским  новоземельским  горным  сооружени¬
ем,  а  на  северо-востоке  и  востоке  —  выступами  протерозойского
и  палеозойского  фундаментов,  приуроченных  соответственно  к  югу
Северокарской  и  к  востоку  Таймыро-Североземельской  областей.
 В  рельефе  дна  четко  выделяются  три  подобласти:  Югорско-
Новоземельская,  Срединное  поднятие  юга  Карского  моря  и  Яма-
ло-Гыданская  прибрежная  отмель.
 Югорско-Новоземельская  подобласть  объединяет  две  четкооб¬
разно  расположенных  депрессии  в  рельефе  дна  —  Новоземель-
скую  и  Югорскую.  Они  вытянуты  вдоль  восточных  берегов  острова
 283.

Вайгач  и  островов  Новая  Земля.  Глубины  моря  в  Югорской
впадине  обычно  150—-200  м,  в  Новоземельской  —  до  300  м  и  боль¬
ше.  Максимальная  глубина  418  м.  Обе  депрессии  —  некомпенси¬
рованный  молодой  прогиб,  заложившийся  вдоль  зоны  региональ¬
ных  глубинных  разломов,  отделяющих  Карскую  часть  Западноси¬
бирской  плиты  от  Пайхойско-Новоземельской  складчатой  систе¬
мы.  Прогиб  выполнен  в  основном  неоген-четвертичными  осадками
мощностью  2—3  км.
 В  рельефе  днища  желоба  выделяются  отдельные  всхолмления,
возможно,  древние  морены.  Борта,  прилегающие  к  островам,  ис¬
сечены  эрозионно-экзарационными  рытвинами,  которые  сформи¬
ровались  вдоль  зон  повышенной  трещиноватости  коренных  пород,
вызванной  тектоническими  нарушениями.  Имеются  следы  подвод¬
ных  оползней.
 Подобласть  Срединного  поднятия  юга  Карского  моря  занима¬
ет  мелководную  восточную  часть  южного  участка  Карского  моря.
На  востоке  она  примыкает  к  полуострову  Ямал  и  к  подобласти
Ямало-Гыданской  отмели.  Строение  ее  поверхности  неодинаково
в  восточной,  меньше^  части,  непосредственно  прилегающей  к  Яма¬
лу  и  относимой  некоторыми  исследователями  (например,  Дибне-
ром,  1970)  к  подобласти  Ямало-Гыданской  отмели  Карского  моря,
и  в  большей  северо-западной  части.  Приямальская  часть  подоб¬
ласти  характеризуется  выровненным  рельефом.  Практически  это
плоская  мелководная  полоса  дна,  ограниченная  изобатой  25  м
и  сложенная  современными  песчано-алевритовыми  и  песчаными
отложениями,  зона  современного  активного  воздействия  волн  на
морское  дно.  Генетически  мелководная  полоса  является  бенчем,
образов  а'н  ным  гидр  а>в  лическим  и  терм  о  абр  азионны  м  воз  действи¬
ем  морских  волн  и  б  значительной  части  погребенным  под  осад¬
ками.  В  прибрежной  части  формируются  подводные  и  надводные
островные  бары.
 Большая  (западная  и  северо-западная)  часть  подобласти  ха¬
рактеризуется  средней  степенью  сохранности  реликтовых  ледни¬
ковых  и  флювиогляциальных  осадков  и  грядово-холмистым  мик-
ро-  и  мезорельефом  дна.  Здесь  преобладают  песчано-илистые
и  илистые  (алевритовые)  осадки,  местами  отмечены  пятна  флювио-
гляциальных  реликтовых  песков,  в  средней  части  поднятия
встречаются  железо-марганцевые  конкреции.
 Подобласть  Ямало-Гыданской  отмели  расположена  непосред¬
ственно  к  северу  от  Обской  губы  и  Енисейского  залива.  Ее  конту¬
ры  совпадают  с  Усть-Енисейской  впадиной  —  северным  продолже¬
нием  Колтогорско-Уренгойского  прогиба.  Мощность  осадочного
чехла  отмели  более  4  км.  Прогибы  и  впадины  лежат  в  зоне
того  же  линеамента  глубинного  заложения  (прослеживаемого  да¬
леко  на  юг  Евразии),  к  которому  относится  и  желоб  Св.  Анны
(Фотиади,  1967).  Характерная  морфологическая  черта  рельефа
дна  —  исключительная  выровненность  (за  счет  накопления  рых¬
лых  осадков)  и  мелководность.  Глубины  нигде  не  достигают
100  м.  Тектоническое  прогибание  компенсируется  осадками,  дос¬
 284

тавляемыми  водами  Оби  и  Енисея,  а  также  поступающим  за  счет
термоабразии  берегов.  Расположенные  на  востоке  низменные  ост¬
рова  Арктического  института  и  Свердруп  сложены  коренными
верхнемеловыми  континентальными  отложениями.  К  ним  причле-
няются  современные  морские  аккумулятивные  образования.  Пе¬
рекрывающие  цоколь  четвертичные  отложения  на  острове  Сверд¬
руп  представлены  валунами  и  гравелисто-галечными  песками.
Встречающиеся  эрратические  валуны,  а  также  экзарационно-ак-
кумулятивные  формы  рельефа  указывают  на  то,  что  эти  острова
подвергались  позднечетвертичному  оледенению.
 Ямало-Гыданская  прибрежно-эстуариевая  область.  Она  явля¬
ется  пограничной  между  низменными  аккумулятивными  равнина¬
ми  современной  суши  и  донными  равнинами  Карского  моря,
затопленными  во  время  голоценовой  трансгрессии.  Наиболее  ха¬
рактерная  черта  области  —  глубокое  проникновение  эстуариев
(губ)  в  пределы  суши.  Так,  протяженность  эстуария  рек  Оби
и  Таза  около  800  км,  Енисея  —  260  км,  Гыданской  и  Байдарацкой
губ  —до  200  км.  Поверхность  рассматриваемой  части  шельфа
повторяет  неровности  затопленного  рельефа,  хотя  он  отчасти  уже
выровнен  аккумулятивной  деятельностью  моря  и  термоабразией.
Глубины  моря  едва  достигают  нескольких  десятков  метров,  дно
почти  повсеместно  находится  под  воздействием  морского  волне¬
ния,  а  на  обширных  мелководьях  и  выпахивающей  деятельности
дрейфующих  льдов.  Острова  представляют  собой  либо  останцы
наиболее  возвышенных  водоразделов  затопленной  суши,  и  тогда
слагающие  их  осадки  и  облик  рельефа  генетически  связаны  с  рас¬
положенными  рядом  полуостровами,  либо  это  молодые  бары,
маркирующие  те  же  водоразделы,  но  находящиеся  ниже  уровня
моря.  К  первой  группе  относятся  острова  Белый,  Олений,  Сиби-
рякова,  сложенные  верхнеплейстоценовыми  озерными  и  флкхвио-
гляциальными  отложениями,  а  также  острова  Шокальского  и  Не-
упокоева,  цоколь  и  значительная  часть  которых  сформированы
верхнеплейстоценовыми  морскими  осадками  (казанцевский  гори¬
зонт  бореальной  трансгрессии,  по  В.  П.  Соколову,  1957).  Вторая
группа  —  это  острова  Вилькицкого  и  Носок,  косы  Восточная
и  Неупокоева.  Они  целиком  сложены  голоценовыми  морскими
осадками.  На  островах  не  обнаружено  следов  деятельности  лед¬
ника,  так  же  как  и  на  прилегающих  полуостровах  Ямал  и  Гыдан-
ский.  Можно  полагать,  что  либо  этот  район  не  подвергался  по¬
следнему  оледенению,  либо  его  следы  погребены  под  позднейши¬
ми  осадками  или  уничтожены  деятельностью  моря.
 Шельфово-островная  Таймырско-Североземельская  область.
Прибрежная  часть  шельфа  Карского  моря  и  отчасти  моря  Лапте¬
вых,  прилегающая  к  Таймыру  и  Северной  Земле,  а  также  сама
Северная  Земля  отличаются  интенсивно  мелкорасчлененным
рельефом,  обусловленным  избирательной  денудацией  и  абразией,
а  также  дизъюнктивной  тектоникой.  Преобладающая  часть  обла¬
сти  имеет  каледонский  кристаллический  фундамент.  Уже  упоми¬
навшийся  ранее  желоб  Воронина  служит  четко  выраженной  мор¬
 285

фоструктурной  границей,  отделяющей  Североземельские  каледо-
ниды  от  Баренцевоморско-Карской  платформы.
 Шельфово-островную  Таймырско-Североземельскую  область
мелководья  мы  рассматриваем  как  одну  юз.  областей  геоморфоло¬
гической  провинции  Север  Средней  Сибири.  Часть  области,  кото¬
рая  занята  морским  дном  и  рассеянными  здесь  мелкими  острова¬
ми,  выделяется  в  шельфовую  Таймырскую  подобласть.  Рельеф  ее
представлен  затопленными  цокольными  пенеплизированными  хол¬
мистыми  равнинами  и  низкогорьями.  Плейстоценовые  оледенения
существенно  изменили  детали  внешнего  облика  пенеплена.  Почти
повсюду  присутствуют  следы  экзарационной  обработки  днищ
и  бортов  затопленных  первичнотектонических  депрессий  и  древ¬
них  речных  долин,  часто  встречаются  моренные  и  озерно-леднико¬
вые  образования.  Море,  вторгшееся  в  пределы  сложно  расчленен¬
ного  Таймыра,  сложенного  глубоко  метаморфизованными  прони¬
занными  интрузиями  и  тектонически  раздробленными  породами,
образовало  в  районе  берега  Харитона  Лаптева  многочисленные
шхеры.  Шхерный  тип  берега  характерен  также  для  архипелага
Норденшельда  и  островов  близ  западного  побережья  полуострова
Таймыр  —  Плавниковых,  Колосовых  и  др.  Все  эти  острова  —  ос¬
танцы  устойчивых  к  разрушению  пород  фундамента,  перекрытых
маломощным  плащом  четвертичных,  плохо  отсортированных,
многократно  переотложенных  ледниковых  и  перигляциальных
и  морских  осадков.  Аналогичное  происхождение  имеют  острова
Каменные  и  Диксон.  Только  геологический  субстрат,  послужив¬
ший  им  основанием,  имеет  более  молодой  возраст  (герцинский
складчатый  комплекс).  На  Западных  и  Восточных  Каменных  ост¬
ровах  установлены  морские  межледниковые  верхнеплейстоцено¬
вые  отложения  мощностью  до  20  м,  представленные  валунными  су¬
глинками  (валуны  хорошо  окатаны)  с  морской  толстостенной,  ти¬
пичной  для  прибрежных  фаций  фауной.  Современные  морские  и
аллювиальные  отложения  здесь  развиты  слабо.  Преобладают
аллювиально-делювиальные  образования,  нередки  курумы.
 К  шельфовой  Таймырской  подобласти  следует  отнести  дно
прибрежной  части  моря  Лаптевых,  омывающего  Таймыр  и  Север¬
ную  Землю,  а  также  Хатангский  залив  с  лежащими  здесь  мелки¬
ми  островами.  Это  также  подводные  окраины  структурно-денуда¬
ционных  равнин,  осложненные  мелкими  формами  денудационной
препарировки  и  различными  ледниковыми  образованиями,
а  в  южной  части  (Хатангский  залив)  и  затопленные  аллювиальные
и  озерно-аллювиальные  и  ледниковые  аккумулятивные  равнины.
К  этой  же‘подобласти  относятся  острова  Большой  и  Малый  Беги¬
чева,  Преображения,  Песчаный,  Петра,  Фаддея,  Комсомольской
правды.
 Острова  Бегичева  и  Преображения  —  останцы  Хатангской
пластовой  равнины.  В  их  пределах  развиты  характерные  для  нее
геолого-геоморфологические  образования.  Наиболее  крупный  из
них  —  остров  Большой  Бегичев.  Его  площадь  около  1800  км2,
а  максимальная  высота  201  м.  В  самой  высокой  части  острова
 286

развит  типичный  перигляциально-ледниковый  холмистый  акку¬
мулятивный  рельеф.  По  периферии  остров  изрезан  оврагами,  бе¬
рега  интенсивно  абрадируются,  в  том  числе  за  счет  термоабразии.
Широко  развиты  байджерахи.  Наиболее  древняя  фаунистически
охарактеризованная  морская  терраса  —  верхнеплейстоценовая.
Ее  высота  60  м.  Другие,  более  молодые  террасы  имеют  высоту
:20—26  м.  На  острове  распространены  также  современные  делю¬
виальные,  элювиальные,  аллювиальные,  озерно-болотные  и  эоло¬
вые  образования.
 Расположенный  в  80  км  к  востоку  от  острова  Большой  Бегичев
остров  Песчаный  —  аккумулятивное  образование,  возникшее
в  результате  трансгрессии  моря  и  последующего  разрушения
относительно  возвышенного  участка  бывшей  материковой  суши.
В  настоящее  время  море  полностью  переработало  этот  останец.
Сам  остров  образован  системой  кольцеобразных  баров,  сложен¬
ных  песками  (Загорская,  Гаккель,  Дибнер.  Геология  СССР,  1970,
т.  XXVI).
 Остальные  острова  моря  Лаптевых,  расположенные  вдоль  вос¬
точного  берега  Таймырского  полуострова,  можно  подразделить  на
две  группы.  К  первой  относятся  острова  Петра  —  сложенные  от¬
ложениями  первой  (голоценовой)  морской  террасы  (островные
бары).  Вторую  группу  образуют  коренные  острова  Андрея,  Фад¬
дея,  Комсомольской  правды.  Это  останцы  мезо-  и  кайнозойского
пенеплена,  сложенного  устойчивыми  к  разрушению  породами  па¬
леозоя  и  раннего  протерозоя.
 Вторую  подобласть  образует  архипелаг  Северной  Земли.  Он
состоит  из  трех  крупных  островов  и  множества  мелких  общей
площадью  около  38  тыс.  км2,  причем  почти  половина  этой  площа¬
ди  покрыта  ледниками.  Рельеф  Северной  Земли  испытал  длитель¬
ное  воздействие  материковых  льдов.  В  конце  плиоцена  и  в  чет¬
вертичном  периоде  часть  поверхности  острова  в  межледниковья
на  короткое  время  освобождалась  от  льда.  Современное  оледене¬
ние  обусловлено  главным  образом  низкими  летними  температура¬
ми.  Количество  осадков  невелико.  Только  на  южный  остров  летом
проникают  теплые  воздушные  массы,  приходящие  с  материка,
поэтому  и  оледенение  на  нем  значительно  меньше,  чем  на  других.
 На  островах  Северной  Земли  преобладает  три  типа  рельефа:
 1) 	высокое  плато,  частично  покрытое  ледниками;  2)  внутренняя
денудационная  низменная  равнина,  также  частично  закрытая
льдом;  3)  прибрежно-морская  террасовая  равнина  (аккумуля¬
тивная).  Из  морских  террас  наиболее  древняя  (60—70  м)  казан-
цевского  возраста.
 Сравнительно  небольшие  площади  заняты  низкогорным  рель¬
ефом.  Над  ледниковыми  щитами  местами  поднимаются  остро¬
верхие  нунатаки.  Гористый  —  низкогорный  ледниковый  рельеф
характеризует  северную  половину  острова  Большевик.
 287

МОРЕ  ЛАПТЕВЫХ
 (Море  Лаптевых  на  юге  ограничено  равнинами  и  низкогорьями
севера  Средней  Сибири,  на  западе  —  полуостровом  Таймыр  и  ар¬
хипелагом  Северная  Земля,  на  востоке  —  Новосибирским  архи¬
пелагом.  На  севере  граница  шельфа  проходит  по  изобатам  100—■
200  м.  Площадь  моря  около  670  тыс.  км2,  объем  —  363  тыс.  км3,
включая  часть  глубоководного  Арктического  бассейна  между  про¬
ливом  Вилькицкого  и  Новосибирскими  островами,  обычно  отно¬
симую  также  к  морю  Лаптевых.  Если  не  считать  эту  часть  морем
Лаптевых,  то  на  75%  площади  глубины  не  превышают  50  м.  Сле¬
довательно,  это  самое  мелководное  из  арктических  морей,  омы¬
вающих  берега  нашей  страны.
 Обширный  шельф  восточной  части  советского  сектора  Север¬
ного  Ледовитого  океана  довольно  четко  обособлен  от  прилегаю¬
щей  к  нему  с  юга  геоморфологической  страны  Горы  и  равнины
Северо-Востока  СССР.  Традиционно  большую  часть  этого  шель¬
фа  относят  к  гиперборейской  плите  с  каледонским  и  более  древ¬
ним  фундаментом.  Прилегающие  к  континенту  части  шельфа  не¬
сомненно  связаны  с  развитыми  на  суше  структурами.  Особенно
четко  это  проявляется  в  строении  Ляховских  и  Новосибирских
островов  («пояс  мезозоид»).
 Шельф  морей  Лаптевых,  Восточно-Сибирского  и  Чукотского
выделяется  нами  как  самостоятельная  геоморфологическая  стра-
на  —  шельфовая  Лаптевско-Чукотская  (см.  рис.  12).  Наиболее
общий  структурно-тектонический  критерий,  по  которому  она  выде¬
ляется,—  наличие  в  ее  основе  Гиперборейской  платформы  или
плиты  с  ее  мезозойским  обрамлением  по  южной  окраине.  Собст¬
венно  геоморфологический  критерий  —  большая  ширина  шельфа
и  выровненность  рельефа,  не  позволяющая  объединить  эту  страну
с  соседней  страной  Горы  и  равнины  Северо-Востока  СССР,  где
горный  возвышенный  рельеф  резко  преобладает,  а  равнины  име¬
ют  явно  подчиненное  значение.
 В  пределах  названной  страны,  включающей  кроме  шельфовых
ра/внин  Новосибирский  архипелаг  и  острова  Де-Лонга,  мы  выде¬
ляем  три  провинции:  Лаптевскую  шельфовую  провинцию  Восточ-
но-Сибирского  моря,  провинцию  внешнего  шельфа  Восточно-Си-
бирского  и  Чукотского  морей.  Каждая  из  провинций  подразделя¬
ется  на  области.
 Прибрежная  западная  часть  дна  моря  Лаптевых  была  описа¬
на  при  характеристике  Карского  моря.  Поверхность  Лаптевской
провинции  образована  пластовыми  и  аллювиально-дельтовыми,
частично  перигляциальными  затопленными  равнинами.  В  текто¬
ническом  отношении  основная  часть  провинции  моря  Лаптевых
соответствует  Лаптевской  палеозойской  плите.  По  В.  А.  Литин-
скому  (1967),  герцинские  и  мезозойские  складчатые  структуры
здесь  отсутствуют.  Он  выделяет  в  этом  регионе  крупные  по  пло¬
щади  поднятия:  Центральнолаптевское,  Усть-Янское,  Восточно-
таймырское,  Восточнолаптевское.  В  рельефе  им  соответствуют
 288

участки  относительного  уменьшения  глубин  моря.  Обрамляющие
их  отрицательные  структуры  имеют  грабенообразный  облик.
Мощность  осадочного  чехла  в  их  пределах  —  до  2,5  км.  В  рельефе
наиболее  четко  отражены  две  из  них:  первой  отвечает  ложбина
Бегичева,  второй  —  глубоко  вклинившийся  в  сушу  залив  Буоар-
хая.  На  дне  моря  сохранились  затопленные  долины  рек  Оленека,
Хатанги  и  Лены.  В  пределах  провинции  можно  выделить  две  гео¬
морфологические  области:  область  внешнего  шельфа  моря  Лап¬
тевых  и  прибрежную  Лаптевскую  шельфовую  область.
 Область  внешнего  шельфа  моря  Лаптевых.  Она  характеризу¬
ется  развитием  эрозионно-аккумулятивных,  аллювиальных  и  пе-
ригляциальиых  равнин,  затопленных  морем.  Это  северная  часть
Лаптевоморской  плиты.  Шельф  четко  ограничен  с  севера  на  глу¬
бине  около  200  м  бровкой  материкового  склона.
 Прибрежная  Лаптевская  шельфовая  область.  Она  охватывает
южную  часть  моря  Лаптевых  —  прибрежную  отмель.  Господст¬
вующий  тип  рельефа  —  прибрежно-морские  аллювиальные  рав¬
нины  авандельт  Оленека,  Лены  и  Яны.  Глубины  морей  обычно
не  менее  25  м.  Отдельные  участки  дна  отличаются  значи¬
тельным  погружением  земной  коры  (заливы  Хатангская  губа
и  Буоархая,  приуроченные  к  тектоническим  депрессиям,  выпол¬
ненным  (мощной  толщей  терригенных  осадков,  и  др.).
 ВОСТОЧНО-СИБИРСКОЕ  МОРЕ
 Восточно-Сибирское  море  ограничено  Новосибирским  архипе¬
лагом  на  западе,  бровкой  шельфа,  лежащей  на  глубинах  100—
400  м  на  севере,  Иидигиро-Колымской  низменностью  на  юге.  Вос¬
точную  границу  моря  условно  проводят  по  меридиану  острова
Врангеля.  Площадь  Восточно-Сибирского  моря  926  тыс.  км2,  объ¬
ем  воды  —  60,7  тыс.  км3,  средняя  глубина  —  66  м,  максималь¬
ная  —  не  более  200  м.
 Дно  большей  части  Восточно-Сибирского  моря  вместе  с  вос¬
точной  окраиной  (моря  Лаптевых  образует  шельфовую  провинцию
Восточно-Сибирского  моря  (см.  рис.  12),  которая  характеризуется
широким  развитием  аллювиально-озерных  и  морских  аккумуля¬
тивных  равнин  на  мезозойском  опущенном  основании.  Отдельные
блоки,  соседствующие  с  интенсивно  погружающимися  текто¬
ническими  впадинами  (мощность  осадочного  чехла  в  них  достига¬
ет  10  км),  испытывают  воздымание  и  образуют  островные  масси¬
вы  и  мелководья.  Шельфовая  провинция  Восточно-Сибирского
моря  разделяется  на  три  геоморфологические  области:  шельфово¬
островную  область  Новосибирских  островов,  область  внутреннего
шельфа  Восточно-Сибирского  моря,  область  внешнего  Восточно¬
сибирско-Чукотского  шельфа.
 Кроме  того,  южная  прибрежная  часть  дна  Восточно-Сибирско¬
го  моря  представляет  собой  отдельную  область,  не  входящую
в  названную  выше  провинцию,  а  по  своим  геолого-геоморфологи-
 V-219  1400
 289

ческим  особенностям  тяготеющую  к  Юкагиро-Анюйской  провин¬
ции  Северо-Востока  СССР.
 Шельфово-островная  область  Новосибирских  островов.  В  тек¬
тоническом  отношении  область  представляет  мезозойское  склад¬
чатое  сооружение,  подвергшееся  почти  полной  нивелировке  под
действием  комплекса  денудационных  факторов.  На  последних  ста¬
диях  рельефообразования,  протекавших  в  суровых  арктических
условиях  при  преобладающем  действии  абразии,  морозного  вы¬
ветривания,  флювиальных  факторов  сформировались  обширные
морские  и  озерно-аллювиальные  равнины.  Они  сложены  мощной
толщей  осадков,  пронизанных  клиньями  и  толщами  подземных
льдов.  Среди  низменностей,  отчасти  затопленных  морем,  возвы¬
шаются  останцы  древних  денудационных  поверхностей  и  базаль¬
товых  плато  ('высоты  100—400  м),  а  также  плоских  цокольных
равнин  (высоты  25—60  м),  образующие  многочисленные  острова
Новосибирского  архипелага.
 Земля  Бунге  и  полуострова  Фадеевский  и  Новая  Сибирь  с  при¬
легающим  шельфом  —  относительно  приподнятый  блок  послениж-
немеловой  тектонической  депрессии.  Мощность  постгеосинклиаль-
ного  осадочного  чехла  на  шельфе  колеблется  от  8—6  км  в
Благовещенском  проливе  до  2  км  на  западе  Земли  Бунге.  Верхне¬
меловые  и  палеогеновые  отложения  дислоцированы  в  складки,
и  выходы  стойких  пород  отпрепарированы  в  виде  надводных
и  подводных  камней  и  гряд.  Из  других  структурно  обусловленных
форм  рельефа  шельфа  следует  упомянуть  о  поднятии  (позднеме-
эозойском?)  островов  Беннета,  Генриетты  и  Жаннеты.  Слагающие
цоколь  островов  меловые  и  возможно  палеогеновые  породы  дис¬
лоцированы,  существенно  участие  вулканогенных  пород.  Субак-
вальную  часть  области  вместе  с  упоминавшимися  относительно
мелкими  островами  целесообразно  рассматривать  как  подобласть
Новосибирского  шельфа  шельфово-островной  области.  Вторую
подобласть  образует  собственно  архипелаг  Новосибирских  остро¬
вов.  Наиболее  крупные  острова  архипелага  —  Котельный,  Бель-
ковский,  Столбовой  и  Ляховские  —  расположены  в  пределах  ме¬
зозойской  складчатой  зоны.  На  поверхность  в  них  выведены
кроме  триаса  и  мела  также  метаморфические  и  метаморфизирован-
ные  породы  протерозоя  и  дислоцированные  палеозойские  отложе¬
ния.  Олигоцен-плейстоценовые  отложения  залегают  горизонталь¬
но.  На  острове  Большом  Ляховском  все  наиболее  возвышенные
участки  сложены  нижнемеловыми  интрузиями  гранитоидов,  таких
же,  как  на  материке,  на  мысе  Святой  нос.  Разрывные  нарушения
меридионального  и  субмеридионального  направления  нередко  вы¬
деляются  в  рельефе  (В  виде  весьма  протяженных  (до  десятков  ки¬
лометров)  денудационно-тектонических  уступов  (на  восточном
берегу  острова  Котельный  и  Др.)*  На  всех  островах,  кроме  острова
М.  Ляховского,  присутствуют  отпрепарированные  денудацией
останцы  мезозойских  складок  и  горстов.  Приуроченные  к  ним  во¬
доразделы,  как  и  поднятия,  связанные  с  интрузиями,  нередко
достигают  180  м  (максимальная  высота  на  островах  Котельном
 290

374  м,  Б.  Ляховского  —  311  м).  Остальная  часть  поверхности  Но¬
восибирских  островов  представлена  либо  денудационно-аккуму¬
лятивными  низменными  равнинами,  либо  аккумулятивными  поверх¬
ностями,  аналогичными  развитым  в  низовьях  Яны  и  Индигирки.
Включения  в  четвертичную  толщу  жильных  льдов  способствуют
развитию  термокарстовых  процессов,  придающих  рельефу  харак¬
терный  аласовый  облик.  Широко  развиты  также  байджерахи
(Сиско,  1968).
 Местами  встречаются  средне-  и  верхнеплейстоценовые  морские
террасы,  хотя  фаунистически  и  флористически  охарактеризован¬
ные  морские  осадки  этого  возраста  обнаружены  лишь  до  высот
20  м.  Более  молодые  голоценовые  морские  террасы  также  слабо
распространены  и  имеют  отметки  8—12  и  3—5  м.  Современные
берега  преимущественно  термоабразионные,  с  примкнувшими
узкими  (до  десятков  метров)  пляжами.  Эрозионная  сеть  доволь¬
но  густая,  но  разработанные  долины  рек  имеются  лишь  на  остро¬
ве  Котельный,  на  остальных  островах  это  либо  плоские  днища
временных  водотоков,  врезанные  в  коренные  породы,  либо  корот¬
кие  овраги  и  промоины  в  мерзлых  четвертичных  грунтах  на  участ¬
ках  резких  перегибов  рельефа.
 На  земле  Бунге  поверхность  равнинная.  Она  образована  дву¬
мя  голоценовыми  морскими  террасами*.  Высота  первой  3—5  м,
иногда  до  8  м,  второй  —  8—12  м.  Террасы  цокольные.  В  их  осно¬
вании  залегают  песчаники  палеогена,  продукты  разрушения  кото¬
рых  и  послужили  материалом  для  формирования  террас.  В  на¬
стоящее  время  на  острове  господствует,  арктическая  песчаная
пустыня  с  характерными  эоловыми  формами  рельефа.  Это
своеобразный  геоморфологический  феномен  советского  3  апо-
лярья.
 Южные  районы  островов  Фаддеевский  и  Новая  Сибирь—верх¬
нечетвертичные  равнины,  некогда  соединявшиеся  с  Индигиро-Ала-
зейско-Колымскими  низменностями.  Они  сложены  озерно-аллю¬
виальными,  а  на  севере  —  морскими  отложениями.  Возвышаю¬
щиеся  на  20—30  м  на  фоне  равнин  всхолмления  (максимальные
абсолютные  высоты  на  острове  Новая  Сибирь  76  м)  являются  де¬
нудационными  останцами  неогеновой  поверхности  выравнивания.
В  них  обнажаются  верхнемеловые  —  палеогеновые  терригенные
образования.  Поверхности  равнин  осложнены  разнообразными
мерзлотными,  термокарстовыми  и  эрозионными  формами.  Овраги
наиболее  характерны  для  острова  Новая  Сибирь.  Уникальной
чертой  островов  являются  также  выходы  <в  стенках  береговых  кли-
фов  погребенных  льдов  —  позднечетвертичных  снежников  или  по¬
кровных  ледников,  захороненных  под  пятнадцатиметровой  толщей
морских  и  озерно-аллювиальных  осадков.  Их  мощность  от  3  до
10  м,  и  прослеживаются  они  на  десятки  километров  вдоль  уреза
моря.
 Область  внутреннего  шельфа  Восточно-Сибирского  моря.  В  тек¬
тоническом  плане  она  отвечает  Новосибирской  (впадине,  разде¬
ленной  на  два  обособленных  прогиба;  собственно  Новосибирский
 291

и  Восточноновосибирский.  Предполагается,  что  перемычка  между
ними  образована  ныне  погруженной  под  уровень  моря  полосой
складчатых  мезозойских  структур,  которая  протягивается  от  ост¬
рова  Новая  Сибирь  к  устью  р.  Индигирки.  В  поверхности  дна  деко¬
дированной  складчатой  зоны  им  могут  соответствовать  широкие
валообразные  формы  рельефа  высотой  всего  несколько  метров,  но
простирающиеся  на  многие  (иногда  20—30)  километры.  Мощность
осадочной  толщи  во  впадинах  8—10  км.  Дно  выровненно.  Лишь
затопленные  древние  долины  рек  Колымы,  Индигирки  и  других
выделяются  на  монотонной  подводной  равнине  в  виде  очень  поло¬
гих  ложбин,  углубленных  всего  на  несколько  метров.  Их  ширина
до  10  км.  Преобладающие  глубины  моря  30—70  м.
 На  севере  область  региональным  разломом,  обнаруженным
аэромагнитной  съемкой,  отделена  от  погруженной  складчатой
зоны  островов  Генриетты  и  Жаннеты  и  относительно  приподнятого
платформенного  массива  острова  Бенетта.  На  юге  же  в  береговой
зоне  в  ее  пределах  обособляется  район  широтного  развития  мезо¬
зойской  складчатости.  Последнее  установлено  по  материалам
геофизических  работ.  Денудированное  складчатое  основание  по¬
степенно  погружается  под  аллювиалыю-озериые  и  прибрежно¬
морские  осадки.  Наиболее  сохранившиеся  фрагменты  мезозойских
складчатых  структур  выражены  в  рельефе  морского  дна  в  виде
цепочек  низких  (до  нескольких  метров)  гряд  или  валов,  ориен¬
тированных  вдоль  берега,  т.  е.  вкрест  простирания  основных  эро¬
зионных  ложбин.  Эти  валы  сложены  плейстоценовыми  отложе¬
ниями,  выходящими  на  поверхность  дна  на  общем  фоне
повсеместного  развития  голоценовых  образований.  Они,  видимо,
маркируют  относительно  приподнятые  участки  погребенных  мезо¬
зойских  (структур.  Из  форм  рельефа  субаквальното  генезиса
на  внутреннем  шельфе  Восточно-Сибирского  моря  широко
распространены  гряды,  сформированные  донными  течениями.
 Область  внешнего  Восточносибирско-Чукотского  шельфа.  Тре¬
тья  выделяемая  нами  область  шельфовой  провинции  Восточно-
Сибирского  моря  охватывает  также  часть  шельфа  Чукотского  мо¬
ря.  Она  только  частично  входит  в  пределы  районируемой  аквато¬
рии.  Структурно-тектоническим  обоснованием  для  выделения  этой
области  служит  ее  приуроченность  к  Южногиперборейской  плат¬
форменной  структуре  добайкальского  и  частично  байкальского
возраста,  а  также  резкая  «переуглубленность»  шельфа  в  ее  пре¬
делах  —  глубина  моря  возрастает  к  северу  до  400  м.  Существен¬
ную  роль  в  рельефе  дна  играют  древние  эрозионные  формы  (четко
выражены  низовья  затопленной  долины  Хоуп,  берущей  начало
в  Беринговом  море,  и  др.),  широко  распространены  тектонические
и  структурно-денудационные  уступы,  хорошо  прослеживаются  вы-
т'янутые  тектонические  депрессии  (Чукотский  желоб  и  др.).
 Чаунско-Медвежинская  шельфово-островная  область.  Большим
своеобразием  отличается  рельеф  дна  Восточно-Сибирского  моря
в  пределах  акватории,  включающей  острова  Медвежьи,  Айон
и  Чаунскую  губу.  По  характеру  геоморфологической  структуры
 292

и  строению  рельефа  эта  геоморфологическая  область  должна  быть
отнесена  к  Юкагиро-Анюйской  геоморфологической  провинции
Северо-Востока  СССР.
 Рельеф  дна  здесь  расчленен  значительно  сильнее,  чем  в  дру¬
гих  районах  Восточно-Сибирского  шельфа.  Расчлененность  обу¬
словлена  многочисленными  выходами  устойчивых  к  разрушению
изверженных  и  других  прочных  скальных  пород.  Западную  часть
области  образует  раннемеловой  интрузивный  массив,  по  перифе¬
рии  которого  залегают  сланцы  и  алевролиты  триаса.  Выступаю¬
щие  над  уровнем  моря  участки  массива  образуют  Медвежьи
острова.  В  эпохи  регрессии  океана  массив  Медвежьих  островов
становился  орографическим  препятствием  для  стока  речных  вод.
Этим  объясняется  тот  факт,  что  древняя  затопленная  речная  доли¬
на  Колымы  южнее  массива  имеет  продольное  по  отношению  к  бе¬
регу  направление.  И  лишь  западнее  острова  Айон  ее  направление
вновь  принимает  меридиональную  ориентировку  —  долина  устрем¬
ляется  в  сторону  открытого  океана.
 Дно  Чаунской  губы  —  абразионно-аккумулятивная  равнина  на
прогнутом  мезозойском  складчатом  основании.  Она  сложена  пре¬
имущественно  озерно-аллювиальными  и  морскими  отложениями,
выполняющими  тектонический  прогиб  типа  наложенной  межгор-
ной  впадины.
 Остров  Айон  —  абразионный  останец  Роу  чаунской  низмен¬
ности,  полностью  сложенный  четвертичными  отложениями.  На  се¬
вере  острова  это  главным  образом  морские  среднечетвертичные
осадки,  а  на  юге  —  озерно-аллювиальные  верхнечетвертичные
образования,  для  которых  характерны  полигонально-байджерахо-
вые  формы  рельефа.  Максимальная  высота  острова  64  м.  В  отло¬
жениях  пяти  —  десятиметровой  террасы  найдены  следы,  видимо,
одной  из  древнейших  на  нашем  севере  культур  морских  охотни¬
ков,  ’Проживавших  13десь  почти  за  1  тьис.  лет  до  нашей  эры  (дочу-
котская  культура).
 ЧУКОТСКОЕ  МОРЕ
 Чукотское  море  —  самое  восточное  из  северных  мелководных
морей.  Площадь  его  582  тыс.  км2,  объем  воды  —  45,5  тыс.  км3,
средняя  глубина  в  пределах  советского  сектора  —  50—100  м,
максимальная—  150  м.  Северная  часть  Чукотского  моря  относит¬
ся  к  провинции  внешнего  Восточносибирско-Чукотского  шельфа
(см.  рис.  12).  Южная  его  часть  образует  самостоятельную  гео¬
морфологическую  область.  Для  нее  характерно  повсеместное  раз¬
витие  складчатого  мезозойского  фундамента  и  присутствие  моло¬
дых  платобазальтовых  образований,  аналогичных  тем,  которые
развиты  на  Земле  Франца-Иооифа.  В  структурном  отношении
дно  Чукотского  моря  (за  исключением  его  северной  части,  уже
рассмотренной  выше,  как  элемент  провинции  внешнего  Лаптевско-
Чукотского  шельфа)  —  область  мезозойской  складчатости  кбто-
 19  1400
 293

рай  Является  тектоническим  продолжением  Северной  Чукотки.
Следовательно,  дно  Чукотского  моря  вместе  с  островом  Врангеля
может  рассматриваться  как  Чукотско-Врангелевская  шельфово¬
островная  область  Юкагиро-Анюйской  геоморфологической  про¬
винции.
 Чукотско-Врангелевская  шельфово-островная  область.  Чукот¬
ское  море  в  границах  выделенной  области  мелководно.  Дно  моря
отличается  значительной  расчлененностью  рельефа,  хорошей  со*
хранностью  эрозионных  и  абразионных  форм,  преобладанием  де¬
нудационных  поверхностей.  Крупными  структурно-тектоническими
элементами  рельефа  являются  Врангелевская  и  Геральдская  воз¬
вышенности,  где  глубины  моря  меньше  30  м.  Достаточно  досто¬
верных  ледниково-аккумулятивных  форм  рельефа  пока  не  обнару¬
жено.  К  югу  от  острова  Врангеля  хорошо  выражены  в  рельефе  ме¬
ридионально  ориентированные  увалы,  протягивающиеся  на  де¬
сятки  километров.  Такие  же,  но  более  контрастные  образования
развиты  на  мелководье  острова  Геральд.  Довольно  многочислен¬
ны  пологие,  слабоврезанные  ложбины.  Некоторые  из  них  изви¬
листы  в  плане,  имеют  «притоки»,  расположенные  субширотно
В  ориентировке  указанных  форм  рельефа  сказывается,  вероятно,
простирание  коренных  пород,  слагающих  цоколь  шельфа.
 К  востоку  от  острова  Геральд,  на  меридиане  Колючинской  гу¬
бы,  хорошо  выражен  /в  рельефе  Чукотский  желоб  шириной  15—
20  км  и  глубиной  от  10  до  80  м  в  своих  верховьях  и  средней
части.  Приблизительно  между  69  и  70°  с.  ш.  с  юго-востока  в  него
впадает  долина  Хоуп,  верховья  которой  расположены  в  заливе
Коцебу  у  берегов  Аляски.  Ближе  к  материковому  склону  желоб
переходит  в  подводный  каньон,  который  в  том  же  субмеридио-
нальном  направлении  следует  дальше  на  север,  вплоть  до  мате¬
рикового  подножья  у  основания  хребта  Менделеева.  Извилистость
долины  явно  указывает  на  то,  что  это  реликтовая  флювиальная
форма.  Однако  общая  с  Колючинской  губой  субмеридиональная
ориентировка  вдоль  одной  прямой,  протяженностью  на  сотни  кило¬
метров,  свидетельствует  о  тектонической  предопределенности  до¬
лины  и  желоба.  По-видимому,  в  этом  регионе  прослеживается
крупнейшая  зона  разлома,  к  которой  и  приурочены  эти  линейно
ориентированные  формы.  Отмечается  также  пологая  депрессия,
вытянутая  параллельно  берегу  Чукотки  к  северу  от  Врангелевско-
Геральдской  возвышенности.  Вторая  депрессия  начинается
•несколько  (севернее  Чаунской  губы  и  следует  на  'восток  через  про¬
лив  Де-Лонга  и  еще  далее  вдоль  всего  Чукотского  'побережья.  В  ней
господствуют  глубины  40—60  м,  ширина  депрессии  от  нескольких
десятков  до  150  км.  Депрессии  также,  вероятно,  следует  связы¬
вать  со  структурно-тектоническими  особенностями  строения  дна
Чукотского  моря.
 В  70  км  к  востоку  от  острова  Врангеля  расположен  небольшой
скалистый  останец  мезозойской  денудированной  горной  системы  —
остров  Геральд.  Максимальная  высота  его  гранитно-гнейсового
гребня  366  м.  Площадь  острова  10  км2.  Описанный  выше:  шельф
 294

Чукотского  моря  вместе  с’  островом  Геральд  может  рассматри¬
ваться  как  шельфовая  Чукотско-Врангелевская  подобласть.  Вто¬
рую  подобласть  образует  остров  Врангеля.
 Площадь  острова  Врангеля  около  7300  км2.  Южная  и  север¬
ная  части  его  —  цокольные  коллювиально-делювиальные,  аллю¬
виально-озерные  и  морские  равнины,  постепенно  повышающиеся  от
уреза  моря  к  предгорьям  (до  50  м),  морфологически  сходные
с  прилегающими  районами  шельфа.  Центральная,  широтно  ориен¬
тированная  часть  острова  занята  горным  массивом  —  останцом
мезозойской  складчатой  системы.  В  ядре  массива  обнажаются  по¬
роды  верхнего  девона  —  нижнего  карбона,  а  по  периферии—от¬
ложения  верхнего  триаса.  Вершины  гор  заметно  уплощены.  Это
реликты  послемезозойской  поверхности  выравнивания.  Наиболее
приподнятые  участки  гор,  достигающие  в  высоту  1096  м,  имеют
альпинотипный  облик.
 Некоторые  исследователи  считают,  что  на  острове  Врангеля
•имеются  моренные  отложения  верхнечетвертичного  возраста.
К.  К.  Марков  полагает,  что  остров  Врангеля  в  четвертичное  вре¬
мя  оледенению  не  подвергался.  На  северных  и  южных  берегах
острова  имеются  многочисленные  лагуны  с  отделяющими  их  от
моря  песчаными  аккумулятивными  формами.  Западные  и  восточ¬
ные  берега  —  абразионные.  Горы  здесь  высокими  уступами  (100—
400  м)  обрываются  к  морю.
 ГЛАВА  10.  ДАЛЬНЕВОСТОЧНЫЕ  МОРЯ
 Дальневосточные  моря  —  Японское,  Охотское,  Берингово  —  распо-^
лагаются  в  переходной  зоне  между  материком  и  океаном,  т.  е.  на
стыке  континентальной  и  океанической  земной  коры.  Они  отли¬
чаются  неоднородностью  тектонического  строения  ложа  и  боль¬
шим  разнообразием  донного  рельефа.  Все  это  обусловливает
сложность  их  геоморфологического  районирования.
 При  геоморфологическом  районировании  Дальневосточных  мо¬
рей  нами  использовались  работы  Г.  Б.  Удинцева,  И.  Г.  Бойченко
и  В.  Ф.  Канаева  (1959),  Н.  Л.  Зенкевича  (1961),  Ю.  С.  Липкина
(1973).  В.  Г.  Лебедевым  (1972)  была  предложена  мелкомасштаб¬
ная  схема  геоморфологического  районирования  дальневосточных
морей.  Однако  в  этой  схеме  выделены  лишь  наиболее  крупные
таксономические  подразделения  —  на  уровне  геоморфологических
стран.
 Дальневосточные  моря  в  предлагаемой  нами  схеме  райони¬
рования  в  основном  входят  в  пределы  Дальневосточного  горного
и  Окраинного  Тихоокеанского  геосинклинального  поясов.  Они  об¬
разуют  Японо-Сахалинскую,  Камчатско-Курильскую,  Берингово-
морскую  и  Североберинговоморскую  геоморфологические  стра¬
ны.  Кроме  того,  северные  и  западные  окраины  Охотского  и  Япон¬
ского  морей  входят  в  состав  материковых  стран  —  Гор  и  равнин
 295

Рис.  13.  Дальневосточные
моря:
 ЯС  —  ЯПОНО-САХА¬
ЛИНСКАЯ  СТРАНА.  1  ~
 Срединнояпономорская  про¬
винция;  области  —  1  —  Бого-
ровская,  2  —  Западная  Сре¬
диннояпономорская,  3  —  мас¬
сива  Ямато;  //  —  Хоккайдо-Сахалинская  провинция',  I  —  область  Прихоккайдинская;  2  —  область  Сахалинская;  подобласти  —  2(7)  «—Северосаха*
линская;  2(2)  —  Западносахалинская,  2(3)  —  Среднесахалинская,  2(4)  —  Восточносахалинская;  3  —  область  Присахалинская,  4  —  область  Анивская.
 ДВ  —  СТРАНА  ГОР  И  РАВНИН  ДАЛЬНЕГО  ВОСТОКА.  I  —  Приморская  провинция;  4  —  Присихотэалиньская  область;  подобласти:—
4(1)  —  Владивостокская,  4(2)  —  Рудненская,  4(3)—Татарского  пролива;  5  —  Шантарская  шельфово-островная  область;  II  —  Приамурская  провин¬
ция;  4  —  Зейско-Удская  область,  район  —  4.9  —  Удской  губы;  III—  Станово-Джугджурская  провинция;  3  —  Энкенская  область.
 КК  —  КАМЧАТСКО-КУРИЛЬСКАЯ  СТРАНА.  I  —  Южноохотская  провинция;  область  —  1  —  Южноохотская;  подобласти  —  1(1)  —  Курильской
котловины;  1(2)—Аландская;  II  —  Курильская  провинция;  области  —  7—Южнокурильская,  2  —  Среднекурильская,  3  —  Северокурильская;  III  —
Камчатская  провинция;  области  —  1  —  Шелиховская,  2  —  Срединнокамчатская,  3  —  Центральнокамчатской  депрессии,  4  —  Восточнокамчатская,.
5  —  Восточных  полуостровов  Камчатки,  6  —  Кроноцкая;  IV  —  Пенжинско-  Анадырская  провинция;  1  —  Бельско-Пенжинская  область;  районы  —  7.7  —
Усть-Пенжинский,  1.2  —  Пенжинская  равнина,  1.3—Русские  горы,  1.4  —  Марковский,  1.5—Вельская  равнина;  2—Прикорякская  область;  райо¬
ны  —  2.1  —  Красненский,  2.2  —  Алгонский,  2.3  —  Майнский,  2.4  —  Бельско-Майнский,  2.5  —  Пенжинский  хребет,  2.6  —  Парапольский  дол;  V  —  Коряк¬
ская  провинция;  области  —  1  —  Корякская,  2  —  Олюторско-Карагинская.
 СВ  —  СТРАНА  ГОР  И  РАВНИН 	СЕВЕРО-ВОСТОКА  СССР;  V—  Охотско-Чукотская  провинция;  4—область  Североохотоморская;  подоб¬
 ласти  —  4(1)  —  Тауйская,  4(2)  —  Гижигинская;  VII  —  Охотоморская  провинция;  VI  1(1)  —  Охотско-Прикамчатская  подпровинция,  области  —  /  —
Центральноохотская,  2  —  Болыиерецкая,  3  —впадины  Тинро,  4—  Западнокамчатская;  V  11(11)  —  Среднеохотская  подпровинция;  области  —  1  —  воз¬
вышенности  Института  океанологии,  2  —  возвышенности  Академии  Наук  СССР,  3  —  Дерюгинская,  4  —  Охотского  материкового  склона.
 БМ  —  БЕРИНГОВОМОРСКАЯ  СТРАНА;  I  —  Южноберинговоморская  провинция;  области  —  1  —  Алеутской  впадины,  2  —  Командорской  впади¬
ны,  3  —  хребта  Ширшова;  II  —  Алеутская  провинция;  область  —  1—  Командорская.
 СВ  —  СЕВЕРОБЕРИНГОВОМОРСКАЯ  СТРАНА;  I  —  Нортон-Чириковская  провинция;  область  —  1  —  бассейна  Чирикова;  II  —  Анадырско-Юкон¬
ская  провинция;  1  —  область  Канчалан-Анадырская;  районы  —  1.1  —  Сафоновский,  1.2  —  Нижнеанадырский;  2  —  область  Анадырская,  3  —  об¬
ласть  Сарычевска.я;  III  —  Корякско-Бристольская  провинция;  области  —  1  —  Прибыловская,  2  —  Корякско-Алеутская.  Другие  условные  обозначе¬
ния  см.  на  рис.  3.

Дальнего  Востока,  Гор  и  равнин  Северо-Востока  СССР.  Перечис¬
ленные  геоморфологические  страны  делятся  на  20  провинций
и  48  областей,  описание  большей  части  которых  приводится  ниже.
Некоторые  из  них  здесь  не  описываются,  поскольку  они  'располо¬
жены  на  большом  удалении  от  берегов  нашей  страны  (рис.  13).
 ЯПОНСКОЕ  МОРЕ
 Японское  море  —  южное  звено  в  цепи  Дальневосточных  окра¬
инных  морей.  Оно  вытянуто  в  субмеридиональном  направлении
на  расстояние  до  2200  км  и  занимает  широкую  (900  км)  впадину
между  юго-восточным  краем  Азиатского  материка,  островом  Са¬
халин  -и  Японскими  островами.  Общая  площадь  Японского  моря
1062  млн.  км2,  объем  воды—  1630,6  тыс.  км3,  средняя  глубина  —
1535  м  (Фролов,  1971).  Контрастность  донного  рельефа  весьма
значительна,  отметки  глубин  колеблются  от  0  до  100  м  на  при¬
брежной  отмели  и  до  4036—4224  м  в  отдельных  котловинах.
 Вопрос  о  происхождении  и  времени'заложения  впадины  Япон¬
ского  моря  до  сих  яюр  остается  дискуссионным.  Существуют  по
крайней  мере  три  различные  точки  зрения.  Согласно  одной  из  них
Япономорская  впадина  древнего  реликтово-океанического  проис¬
хождения  (Мазарович.,  1952;  Васильковский,  1973),  согласно  дру-.
гой  впадина  образовалась  недавно  (вплоть  до  неогена)  за  счет
погружения  крупных  материковых  блоков  и  базификации  конти¬
нентальной  коры  (Белоусов,  1960).  Согласно  третьей  точке  зрения
Японское  море  образовалось  в  процессе  горизонтального  раздви¬
гания  блоков  земной  коры  и  отодвигания  островной  дуги  в  сто¬
рону  океана  (Кропоткин,  Власов,  1963;  Берсенев,  1973).  Не  вда¬
ваясь  в  подробное  изложение  этих  точек  зрения,  укажем,  что
наиболее  обоснованной  в  настоящее  время  нам  представляется
гипотеза  общности  происхождения  и  геологического  строения  ло¬
жа  Тихого  океана  и  впадины  Японского  моря,  обособление  кото¬
рой  произошло  в  результате  формирования  в  позднем  палеозое
Японо-Сахалинской  островной  дуги.
 Очень  тесно  с  указанными  проблемами  связан  вопрос  о  гео¬
логической  природе  основных  неровностей  донного  рельефа,  в  ча¬
стности  о  природе  крупнейшей  из  них  —  возвышенности  Ямато.
Если  исходить  из  концепции  первичноокеанического  происхожде¬
ния  Япономорской  впадины,  возвышенность  Ямато,  имеющая  по  по¬
следним  данным  земную  кору  субконтинентального  типа,  должна
рассматриваться  как  новообразование,  возникшее  после  формиро¬
вания  Японской  островной  дуги  (возра'ст  последней  —  поздняя
пермь  —  ранний  мезозой).  Другие  исследователи  считают  эту  воз¬
вышенность  остаточной  структурой  континентальной  коры,  так
как  в  ее  строении  участвует  гранитный  слой.
 Спорен  вопрос  и  о  структуре  земной  коры  в  пределах  Татар*
ского  пролива.  Проведенные  в  последние  десятилетия  геофизи¬
ческие  исследования  указывают  на  сокращение  в  этом  регионе
мощности  консолидированной  части  земной  коры,  наличие  мелко¬
 297

фокусной  сейсмичности  на  западном  побережье  острова  Сахалин,
интенсивных  магнитных  аномалий  в  западной  половине  Татарско¬
го  пролива,  повышенного  теплового  потока.  Это  позволило  неко¬
торым  исследователям  (Гайнанов,  1974)  говорить  о  рифтовой
структуре  Татарского  пролива.
 Сложность  геолого-тектонического  строения  дна  Японского  мо¬
ря  усиливается  также  частичным  продолжением  под  его  уровнем
разновозрастных  сооружений,  окаймляющих  Японскую  впадину:
с  востока  —  молодых  структур  островной  дуги,  с  запада  —  древ¬
ней  Китайской  платформы,  с  северо-запада  —  мезозойского  Си-
хотэалинского  мегантиклинория.
 Особенности  тектонической  структуры  Японского  моря  четко
проявляются  в  донном  рельефе  и  обусловливают  специфику  гео¬
морфологического  районирования  этой  территории.
 Глубоководная  Япоиоморская  впадина  входит  в  состав  Окра¬
инного  геосинклинального  пояса  и  является  частью  Японо-Саха¬
линской  геоморфологической  страны.  Западная  и  северо-западная
узкие  прибрежные  полосы  Японского  моря  относятся  соответст¬
венно  к  Китайско-Корейской  геоморфологической  стране  (распо¬
лагается  за  рамками  территории  районирования)  и  стране  Горы
и  равнины  Дальнего  Востока.
 Японо-Сахалинская  страна  в  пределах  Японского  моря  пред¬
ставлена  тремя  геоморфологическими  провинциями:  Срединнояпо¬
номорской,  собственно  Японской  и  Хоккайдо-Сахалинской.
 Срединнояпономорская  провинция
 Срединнояпономорская  провинция  охватывает  дно  глубоковод¬
ной  морской  котловины,  рельеф  которой  представлен  морскими
аккумулятивными  равнинами  и  внутренними  поднятиями.  Она  за¬
нимает  всю  центральную  часть  Японского  моря,  его  крупнейшие
впадины  —  Центральную  и  Хонсю.  Дно  котловины  сложено  океа¬
нической  земной  корой.  Исключение  составляет  располагающаяся
примерно  в  середине  возвышенность  Ямато,  которая  образована
земной  корой  субматерикового  типа  и,  как  уже  упоминалось,
является,  по-видимому,  новообразованием,  осложняющим  ложе
глубоководной  Япономорской  котловины  (Васильковский,  1973).
Мощность  донных  осадков  в  пределах  провинции  в  среднем
1—2  км.
 В  границах  провинции  выделяются  четыре  области:  Богоров-
ская,  Западная  Срединнояпономорская,  область  котловины  Хон¬
сю  (здесь  не  описывается),  область  поднятия  Ямато.
 Богоровская  область.  Она  занимает  большую  часть  Централь¬
ной  впадины  Японского  моря.  Впадина  субширотного  простира¬
ния.  Она  протягивается  вдоль  материкового  подножья  южного
Приморья.  В  пределах  области  господствует  равнинный  рельеф,
Это  наиболее  глубокая  часть  Японского  моря  (глубина  4224  м).
Окруженная  почти  со  всех  сторон  сушей,  эта  впадина  служит  свое¬
образным  коллектором  осадочного  материала,  сносимого  С  мате¬
 298

рика  и  Японских  островов.  Мощность  осадочного  покрова,  по  дан¬
ным  сейсмического  зондирования,  достигает  2,2  км  и  является
максимальной  для  всей  провинции.  Мощная  толща  осадков  пол¬
ностью  или  почти  полностью  снивелировала  первичные  неровности
тектонического  рельефа.  Благодаря  этому  здесь  сформировалась
типичная  абиссальная  субгоризонтальная  равнина  с  крайне  не¬
значительными  перепадами  глубин  (3350—3650  м).
 Местами  среди  выровненной  поверхности  субгоризонтальной
равнины  возвышаются  отдельные,  не  полностью  погребенные  вул¬
канические  подводные  горы  и  хребты.  Таков,  например,  хребет
Богорова,  'Вытянутый  »в  субмеридионально'м  направлении  на  рас¬
стояние  до  65  км.  Максимальная  глубина  над  его  вершиной
1325  м,  относительное  его  превышение  над  дном  абиссальной  рав¬
нины  около  2200  м,  крутизна  склонов  до  30°.
 К  северу,  в  сторону  Татарского  пролива,  котловина  с  субокеа-
иической  земной  корой  продолжается  в  виде  широкого  корытооб¬
разного  желоба  с  плоским,  слабонаклоненным  к  югу  днищем
и  большой  (около  2  км)  мощностью  рыхлых  отложений.
 Таким  образом,  в  целом  для  описанной  области  наиболее  важ¬
ным  рельефообразующим  процессом  следует  считать  выравнива¬
ние  рельефа  дна  за  счет  интенсивной  абиссальной  аккумуля¬
ции.
 Западная  Срединнояпономорская  область..  Она  объединяет
 несколько  небольших  глубоководных  впадин  в  западной  части
Японского  моря.  Область  характеризуется  наличием  слабонаклон¬
ных,  преимущественно  волнистых,  реже  плоских  абиссальных  ак¬
кумулятивных  равнин.  Мощность  осадочного  чехла  свыше  1  км.
Плавный  наклон  поверхности  к  северу  и  северо-востоку  обуслов¬
ливает  значительный  перепад  глубин  в  пределах  области  —  от
1500  до  3300  м.  Общая  равнинность  территории  нарушается  от¬
дельными  подводными  горами,  с  глубинами  над  вершинами  1668,
2324  м  и  более.  На  склонах  подводных  гор,  имеющих,  по-видимо¬
му,  вулканическое  происхождение,  рыхлые  осадки  обычно  отсутст¬
вуют.
 В  целом  область  характеризуется  чередованием  выровненных
аккумулятивных  участков  и  островерхих  вулканических  гор.
Осадконакопление  играет  существенную,  хотя  и  меньшую,  чем
в  Богоровской  области,  роль  в  формировании  рельефа.
 Область  массива  Ямато.  Она  располагается  в  центральной
части  моря  и  протягивается  с  северо-востока  на  юго-запад  на
расстояние  около  340  км.  Ямато  —  наиболее  крупное  поднятие  дна
Японского  моря.  Его  относительная  высота  2500—2700  м  (Лип-
кин,  1973),  минимальная  глубина  моря  над'ним  290—320  м.
 По  последним  данным,  массив  Ямато  сложен  земной  корой
субконтинентального  типа  (Васильковский,  1973).  Наличие  в  раз¬
резе  коры  гранитного  слоя,  хотя  и  небольшой  мощности  (около
5  км),  доказано  сейсмическими  исследованиями  и  драгированием
(со  склонов  возвышенности  были  подняты  обломки  гранитоидов
и  метаморфизован-ных  пород).  Магнитной  съемкой  установлено,
 299

что  для  возвышенности  характерны  узколокальные  аномалии
на  фоне  относительно  спокойного  поля.  На  основе  сопоставления
этих  и  других  геофизических  материалов  было  высказано  предпо¬
ложение,  что  в  строении  возвышенности  участвуют  также  вулка¬
нические  или  вулканогенно-осадочные  породы,  что  было  под¬
тверждено  находками  вулканитов  (Васильев,  Маркевич,  1973).
Четвертичные  отложения  представлены  песками,  гравием  и  галь¬
кой.  Они  залегают  в  основном  в  понижениях  рельефа  (Васильев,
Маркевич,  1973).
 В  морфологическом  отношении  возвышенность  Ямато  пред¬
ставлена  двумя  примерно  параллельными  хребтами,  располагаю¬
щимися  на  едином  основании  и  разделенными  небольшой  желобо¬
образной  впадиной  северо-восточного  простирания.  Вершинные
поверхности  хребтов  (особенно  южного)  имеют  платообразный
характер,  с  глубинами  над  ними  около  450  м,  и  лишь  местами
осложнены  ступенями  и  грядами  с  относительными  превышениями
над  поверхностью  плато  от  30  до  400  м.  Гряды  и  ступени  совпа¬
дают  с  узкими  аномалиями  магнитного  поля  (Иванов  и  др.,  1974).
Эти  поверхности  имеют  абразионно-аккумулятивное  происхожде¬
ние  и  были  выработаны,  по-видимому,  в  неогене  (а,  возможно,
и  в  начале  плейстоцена),  когда  на  месте  возвышенности  Ямато
существовала  островная  суша  (Васильковский,  1973).  Находки
на  них  четвертичных  галечников  и  гравия  из  местных  пород  сви¬
детельствуют  о  том,  что  в  то  время  над  возвышенностью
Ямато  еще  сохранялись  небольшие  острова  (Васильев,  Марке¬
вич,  1973).
 В  целом  возвышенность  имеет  крутой  северный  (до  30°)  и  бо¬
лее  пологий  (12—15°)  южный  склоны,  осложненные  ступенями
и  неглубоко  врезанными  подводными  каньонами.  Глубина  впади¬
ны,  разделяющей  хребты,  относительно  вершинных  плато  1600  м.
Длина  ее  около  170  км,  ширина  40—45  км.  Дно  впадины  сравни¬
тельно  ровное,  мощность  рыхлых  осадков  под  ним  до  1  км.  Кру¬
тизна  бортов  8—10°,  иногда  круче,  по  бортам  впадины,  возможно,
развиваются  оползневые  процессы  (Липкин,  1973).
 Хоккайдо-Сахалинская  провинция
 Хоккайдо-Сахалинская  провинция  охватывает  островные  гор¬
ные  сооружения,  депрессии  альпийской  геосинклинали  и  их  под¬
водные  склоны.  В  провинцию  входит  большая  часть  острова
Хоккайдо  (за  пределами  СССР)  и  Сахалина.  В  Японском  море
к  ней  относятся  Прихоккайдинская  и  Присахалинская  области.
 Прихоккайдинская  область  широким  клином  примыкает  к  ост¬
рову  Хоккайдо  и  к  полуострову  Крильон  (Сахалин).  Рельеф
морского  дна  в  пределах  области  представлен  плоскими  и  на¬
клонными,  заметно  расчлененными  абразионно-аккумулятивными
и  структурными  ступенчатыми  поверхностями  шельфа  и  островно¬
го  склона,  В  тектоническом  отношении  описываемая  область  дна
 300

соответствует  подводному  продолжению  главным  образом  мезо¬
зойских  складчатых  островных  структур  (Ковылин,  1973).
 Шельф  в  пределах  области  имеет  ширину  43—45  км  и  пологие
уклоны  (Липкин,  1973).  Поверхность  шельфа  неровная,  ослож¬
нена  мелкими  впадинами  и  подводными  возвышенностями  вулка¬
нического  происхождения.  Значительно  распространены  аккуму¬
лятивные  формы.  На  островном  склоне  располагаются  мно¬
гочисленные  гряды,  которые  в  соответствии  с  направлением
основных  структур  Северного  Хоккайдо  имеют  северо-западное
простирание.  В  средней  части  области'  расположено  об  широте
мелководье  (глубина  от  5  до  500  м)  банки  Мусаси,  которое  опу¬
скается  к  юго-западу  —  ©сторону  глубоководной  Центральной  впа¬
дины  двумя  крупными  сброшвыми  ступенями.
 Присахалинская  область.  Она  окаймляет  с  запада,  и  востока
северную  часть  острова  Сахалин.  В  Японском  море  располагается
лишь  западная  половина  области.  Для  нее  характерно  наличие
плоских,  реже  слабонаклонных  абразионно-аккумулятивных  по¬
верхностей  островного  шельфа,  однородных  и  слабо  расчленен¬
ных,  выработанных  в  подводных  мезо-  и  кайнозойских  островных
структурах  (Ковылин,  1973).  Ширина  шельфа^  колеблется  от  10
до  70  км,  а  углы  его  наклона  достигают  10—20'  (Липкин,  1973).
Поверхность  шельфа  сравнительно  ровная,  на  большей  части
лишенная  рыхлых  осадков  (особенно  в  прибрежной  зоне).  В  це¬
лом  для  шельфа  характерны  абразионные  формы  рельефа  (от¬
препарированные  гряды  коренных  пород,  клифы,  абразионные
ступени).
 Островной  склон  области  имеет  простое  строение  в  виде  усту¬
па  крутизной  1—5°.  На  широте  мыса  Ламанон  склон  упирается
в  широтный  разлом,  осложняющий  дно  Татарского  пролива
(Липкин,  1975).
 Приморская  геоморфологическая  провинция
 Узкая  полоса  дна,  включая  шельф  и  материковый  склон,  вдоль
Сихотэалинского  побережья  Японского  моря  выделяется  в  Прис-
ихотэалинскую  область,  относящуюся  к  Приморской  провинции
страны  горы  и  равнины  Дальнего  Востока.
 Рельеф  дна  в  пределах  области  представлен  плоски'ми  и  на¬
клонными  равнинами  подводной  окраины  материка,  выработан¬
ными  на  докайнозойском  дислоцированном  основании.  Глубина
моря  варьирует  здесь  от  0—200  м  в  пределах  шельфа  до  3000  м
на  материковом  подножье.
 Со  стороны  глубоководной  котловины  Японского  моря  область
осложнена  глубинным  разломом  (Берсенев,  1973;  Гайнанов,
 1974).
 Область  прошла  общий  с  территорией  Приморья  путь  геоло¬
гического  развития  и  представляет  с  ней  единое  целое.  Однако
в  комплексе  экзогенных  процессов,  формировавших  рельеф  обла¬
сти,  большую  роль  играли  морские  абразионные  и  аккумулятив¬

ные  процессы,  способствовавшие  выравниванию  рельефа.  Именно
это  различие  в  характере  экзогенного  рельефообразования  обус¬
ловливает  выделение  описываемого  региона  в  качестве  самостоя¬
тельной  области.
 По  морфологическим  особенностям  Присихотэалииьская  об¬
ласть  делится  на  три  подобласти:  Владивостокскую,  Рудненскую
и  подобласть  Татарского  пролива.
 Владивостокская  подобласть  характеризуется  развитием  плос¬
ких  <и  наклонных  абразионно-аккумулятивных  равнин  с  четким
структурным  уступом  материкового  склона  и  относительно  узким
материковым  подножьем.  Она  протягивается  от  Государственной
границы  СССР  до  района  бухты  Рудной.
 Шельф  в  пределах  подобласти  узкий  (около  30  км),  и  лишь
в  заливе  Петра  Великого  ширина  его  достигает  100  км.  Площад¬
ка  шельфа  обычно  хорошо  выражена  морфологически,  субгори-
зоитальна,  имеет  сравнительно  четкую  бровку  на  глубинах  около
200  м,  а  в  северной  части  подобласти  —  несколько  глубже.  Для
шельфа  характерны  абразионно-аккумулятивные  формы,  доволь¬
но  часты  также  реликты  субаэрального  рельефа  (затопленные
речные  долины,  обычно  приуроченные  к  устьям  крупных  рек  по¬
бережья,  и  др.).  Местами  поверхность  шельфа  (особенно  в  при¬
брежной  части)  осложнена  структурными  возвышенностями,
иногда  с  надводными  вершинами  (остров  Аскольд,  цепочка  мел¬
ких  островов  по  простиранию  поднятия  полуострова  Муравьева-
Амурского),  которые  располагаются  на  продолжении  главных
тектонических  линий  материка  (Кулаков,  1975).
 Поверхность  шельфа  покрыта  песчаными,  отложениями.
В  прибрежной  зоне  они  сменяются  гравием  и  галькой,  а  в  вер¬
шинах  некоторых  крупных  заливов  —  илами  (Репечка,  1973;  Ко¬
нюхов,  1975).  Мощность  рыхлых  отложений  обычно  невелика
(в  заливах  до  100  м),  часто  встречаются  участки,  почти  лишен¬
ные  наносов  (Кулаков,  1975).
 Материковый  склон  в  пределах  подобласти  выражен  четким
уступом  простого  строения.  Основание  его  лежит  на  глубине
2000—2500  м.  Крутизна  склона  до  15°.  Несколько  более  сложный
профиль  имеет  материковый  склон  на  севере  подобласти,  где  он
примыкает  к  наиболее  глубоководной  части  Центральной  впади¬
ны  Японского  моря.  Верхняя  половина  склона  в  этом  районе  бо¬
лее  пологая  (3—4°),  а  нижняя  после  небольшого  перегиба  на  глу¬
бине  около  500  м  более  крутая  —  до  12,  иногда  до  20°  (Липкин,
 1973).  На  (всем  протяжении  склон  (расчленен  глубоководными  ка¬
ньонами  с  крутыми,  местами  отвесными  бортами,  и  только  на  се¬
вере  подобласти  имеются  отдельные  участки  с  относительно  сла¬
бым  расчленением.  Преобладают  осадки  алевритового  и  пелитово-
го  состава.
 У  подошвы  материкового  склона  располагается  узкий  аккуму¬
лятивный  шлейф  —  материковое  подножье.  Ширина  его  в  преде¬
лах  подобласти  20—25  км.  В  районе  залива  Петра  Великого  под¬
ножье  имеет  наибольшую  ширину  и  осложнено  многочисленными
 302

выходами  дочетвертичных  пород  (Репечка,  1973)  и  небольшими
возвышенностями.
 Для  Рудненской  подобласти  характерны  преимущественно  на¬
клонные  шельфовые  абразионные  и  аккумулятивные  равнины,
сильно  выположенный  материковый  склон  и  широкое  материковое
подножье.  Подобласть  охватывает  отрезок  подводной  окраины
материка  примерно  от  бухты  Рудная  до  мыса  Сосунова.  Шельфо¬
вая  площадка  в  пределах  прибрежной  полосы  выражена  морфо¬
логически  довольно  отчетливо,  однако  бровка  шельфа  значитель¬
но  сглажена  и  прослеживается  нечетко.  Ширина  шельфа  в  сред¬
нем  30—35  км,  поверхность  его  заметно  наклонена  в  сторону
моря.  Наряду  с  абразионными  процессами  большую  роль  в  фор¬
мировании  рельефа  играет  аккумуляция,  причем  преобладают
песчаные  осадки.
 Материковый  склон  выражен  менее  отчетливо,  чем  на  более
южных  участках.  Вообще  для  описываемой  подобласти  характер¬
на  заметная  сглаженность  рельефа.  Крутизна  склона  лишь  в  ред¬
ких  случаях  достигает  12°.  Подошва  его  располагается  на  глуби¬
нах  1500—1000  м.  Местами  склон  расчленен  каньонами,  но  глу¬
бина  их  заложения  небольшая.  К  основанию  склона  примыкает
материковое  подножье,  выраженное  в  виде  наклонной  аккумуля¬
тивной  равнины,  которая  полого  спускается  к  ложу  глубоковод¬
ной  котловины  Японского  моря.
 Подобласть  Татарского  пролива  представлена  преимуществен¬
но  слабо  наклонными,  почти  плоскими,  местами  волнистыми  аб¬
разионно-аккумулятивными  поверхностями  шельфа  и  частично
материкового  склона.
 На  шельфе  (ширина  40—50  км)  основное  значение  приобрета¬
ют  морские  аккумулятивные  процессы,  особенно  в  вершине  Татар¬
ского  пролива.  Уклоны  шельфа  весьма  малы  (15—20')  и  еще  бо¬
лее  уменьшаются  в  северной  части  подобласти  (до  0,7',  Липкин,
 1973).  Бровка  шельфа  сильно  сглаженная,  располагается  на
обычной  для  Японского  моря  глубине  —  около  130  м.
 Материковый  склон  имеет  вид  невысокого  выположенного  ус¬
тупа  и  прослеживается  лишь  в  южной  половине  подобласти.  При¬
мерно  в  районе  48°  с.  ш.  он  постепенно  выклинивается,  скрываясь
под  толщей  рыхлых  накоплений.
 Своеобразным  элементом  рельефа  подобласти  является  коры¬
тообразный  желоб  Татарского  пролива,  протягивающийся  по  оси
пролива  и  постепенно  расширяющийся  с  севера  на  юг.  Днище
желоба  плоское,  слабо  наклонено  к  югу.  В  желобе  происходит
интенсивное  накопление  осадков,  мощность  которых  по  геофизи¬
ческим  данным  более  2  км  (Зенкевич,  1957;  Берсенев,  1973).
В  отдельные  этапы  развития  определенную  роль,  возможно,  игра¬
ла  здесь  и  речная  эрозия.  В  районе  46°  с.  ш.  желоб  крутым  и  чет¬
ко  выраженным  в  рельефе  поперечным  уступом  (высотой  до
350  м)  отделяется  от  глубоководной  Японской  котловины  (Ковы-
лин,  1973;  Берсенев,  1973;  Лппкин,  1973).  Уступ  соответствует,
по-видимому,  субширотпой  зоне  глубинного  разлома.
 303

ОХОТСКОЕ  МОРЕ
 Охотское  море  занимает  обширную  впадину,  глубоко  вдаю¬
щуюся  в  Азиатский  материк  и  отчлененную  от  Тихого  океана  Ку¬
рило-Камчатской  островной  дугой,  а  от  Японского  моря  —  остро¬
вами  Хоккайдо  -и  Сахалин.  Таким  образом,  связь  Охотского  моря
с  океаном  и  с  соседним  Японским  морем  весьма  ограничена  и  осу¬
ществляется  только  через  узкие  проливы,  из  которых  наиболее
глубокий  —  пролив  Буссоль  (более  2300  м),  прорезающий  Кури¬
ло-Камчатскую  островную  дугу.
 По  размерам  Охотское  море  значительно  превышает  Японское,
хотя  и  уступает  ему  по  глубине.  Очертания  моря  напоминают  не¬
правильный  ромб,  сильно  вытянутый  в  направлении  с  северо-вос¬
тока  на  юго-запад.  По  этому  направлению  длина  моря  макси¬
мальна  и  составляет  около  2500  км,  наибольшая  его  ширина  с  за¬
пада  на  восток  примерно  1500  км  (Добровольский,-Залогин,  1965;
Океанографическая  энциклопедия,  1974).  Общая  площадь
моря  (без  островов)  1603,2  км2(  с  островами  1616,7  км2),  объем
вод  1316,9  тыс.  км3,  средняя  глубина  821  м  (Фролов,  1971).  Около
89%  площади  моря  располагается  в  пределах  глубин  от  0  до
1500  м,  >и  только  на  юге  —  в  Курильской  (или  Южноохотской)
котловине—глубины  возрастают  до  3000  м  (максимальная
3374  м).
 Асимметричность  ложа  Охотского  моря  четко  свидна  на  бати¬
метрической  карте.  Большая,-  северная  часть  Охотского  моря  от¬
носительно  мелководна.  Дно  этой  части  моря  представляет  равни¬
ну,  полого  спускающуюся  к  югу  —  в  сторону  глубоководной  Ку¬
рильской  котловины.  Характерная  особенность  этой  части  моря  —
наличие  в.  ее  пределах  крупных  ступеней,  обширных  впадин  (Де¬
рюгина,  Тинро,  Шелихова),  крупных  возвышенностей  (Академии
Наук,  Института  океанологии),  а  также  общая  «переуглублен-
ность»  шельфа,  который  прослеживается  здесь  до  глубин  1500—
1800  м.
 По  тектонической  природе  ложе  Охотского  моря  резко  неодно¬
родно.  Южноохотская  (или  Курильская)  глубоководная  впадина
характеризуется  субокеанической  земной  корой  (Удинцев,  1957,
1961;  Затонский  и  др.,  1961;  Косминская  и  др.,  1963;  Карташов,
1967;  Сычев,  1968).  Это  типичная  котловина  переходной  зоны,
тесно  связанная  с  геосинклинальными  сооружениями  Курильской
островной  дуги  и  Курило-Камчатским  глубоководным  желобом.
Большинство  исследователей  признает,  что  Курильская  впади¬
на—  реликт  океанической  земной  коры,  наиболее  древняя  часть
Охотского  моря,  в  пределах  которой  морской  бассейн  существо¬
вал,  по  крайней  мере,  с  палеозойского  времени.  Уже  в  конце  ме¬
зозоя  впадина,  по-видимому,  была  частично  отгорожена  от  океана
формировавшейся  грядой  Курильских  островов  (Карташов,  1967;
Сычев,  1968).
 Совсем  иной  характер  центральной  и  северной  частей  Охот¬
ского  моря.  Это  область  развития  земной  коры  континентального
 304

типа.  Многочисленные  реликты  субаэрального  рельефа,  обнару¬
женные  даже  на  значительных  глубинах,  свидетельствуют  о  том,
что  это  шельф,  глубоко  погруженный  под  уровень  моря.  По  гео¬
логическим  данным,  погружение  произошло  сравнительно  недав¬
но.  Так,  изучение  разреза  осадков  палеоцен-нижнеолигоценового
возраста  на  Западной  Камчатке  показало,  что  терригенный  мате¬
риал  принесен  сюда  с  запада,  где  в  то  время,  по-видимому,  суще¬
ствовала  суша  (Карташов,  1967).  Таким  образом,  еще  в  начале
палеогена  на  большей  части  Охотского  моря  господствовал  кон¬
тинентальный  режим.
 Опускание  северной  части  Охотского  моря  произошло,  по-ви¬
димому,  в  конце  олигоцена  —  начале  миоцена,  в  эпоху  интенсив¬
ного  гор  ооб  раз  о  ван  и  я  в  пределах  Северо-Востока  Азии  (Карта¬
шов,  1967).  Оно  происходило  неравномерно,  отражая  дифферен-
цированность  вертикальных  движений  отдельных  блоков  матери¬
ковой  окраины.  Наибольшая  интенсивность  погружения  была
характерна  для  центрального  участка  моря,  где  общая  амплиту¬
да  прогибания  достигала  1000—1100  м  (Удинцев,  1957).  В  резуль¬
тате  здесь  сформировалась  обширная  ступень  в  подводном  релье¬
фе,  отделенная  крупным  уступом  от  северной,  приматериковой
части  дна  Охотского  моря,  отстававшей  в  прогибании.
 Тектоническое  погружение  дна  моря  сопровождалось  эвстатиче-
скими  колебаниями  уровня  Мирового  океана.  В  совокупности  это
привело  к  значительным  (до  сотен  километров)  перемещениям
зоны  волнового  воздействия,  исключительной  выровнеиности.  дон¬
ного  рельефа  северной  и  центральной  частей  Охотского  моря.
Основные  неровности  дна  здесь  имеют  тектоническую  природу
и  непосредственно  связаны  с  крупными  элементами  геологической
структуры  эпимезозойекой  Охотоморской  платформы  '(УД,инДев>
1957,  1961,  1972).  Осадочный  чехол  облекает  поверхность  Охот¬
ского  шельфа  и  основные  неровности  его  рельефа  (Алексеев  и  др.,
 1975).
 Материалы  глубинного  сейсмического  зондирования  показыва¬
ют  изменение  мощности  рыхлых  отложений  Охотского  моря
в  очень  широких  пределах  (от  0,5  до  7  км),  причем  не  всегда
проявляется  четкая  зависимость  между  характером  подводного
рельефа  и  мощностью  осадочной  толщи  (Косминская  и  др.,  1963;
Карташов,  1967).  Последнее  обстоятельство  связано  с  сильным
нивелирующим  действием  осадкообразования  в  этом  регионе.  По
сведениям  И.  П.  Косминской  и  ее  соавторов  (1963),  амплитуды
рельефа  по  кровле  консолидированной  коры  (скорости  сейсмиче¬
ских  волн  свыше  5,5  чим/с)  гораздо  больше,  чем  по  современному
рельефу  дна,  а  некоторые  глубинные  структуры  вообще  не  выра¬
жены  в  донном  рельефе.  Например,  Северный  тектонический  про¬
гиб  (южнее  Охотска)  полностью  компенсирован  пятикилометро¬
вой  толщей  осадков  и  не  находит  отражения  в  современном  ре¬
льефе  этого  участка  дна.  Наибольшая  для  Охотского  моря  мощ¬
ность  осадочного  покрова  отмечается  в  Присахалинском  прогибе
(до  7,5  км),  который  захватывает  северо-западную  часть  впадины
 305

Дерюгина  и  прибрежную  отмель  Сахалина  (Косминская  и  др.,
1963;  Карташов,  1967).  По  мнению  некоторых  исследователей
(Здоровенин,  1974),  к  оценкам  мощности  рыхлых  осадков
в  Охотском  море  порядка  5—7  км  следует  относиться  осторожно,
поскольку  нижняя  часть  этой  толщи  сильно  уплотнена  и  не  мо¬
жет  быть  отнесена  к  собственно  рыхлому  покрову.  В  таком  слу¬
чае  подошвой  рыхлых  осадков  следует  считать  границу  со  скоро¬
стями  сейсмических  волн  свыше  1,6—2,5  км/с,  и  тогда  их  мощ¬
ность  не  превышает  в  Охотском  море  3  км.  Последнее  вполне  сог¬
ласуется  с  мощностью  неуплотненных  осадков  в  соседних  морях
(Японском  и  Беринговом).
 Особенности  геологического  развития  южной  и  северной  обла¬
стей  Охотского  моря  отразились  и  на  характере  осадков:  длитель¬
ное  и  непрерывное  существование  морского  бассейна  на  юге  обес¬
печило  накопление  мощной  толщи  морских  отложений  и  за  счет
этого  —  аккумулятивное  выравнивание  рельефа.  В  северной
и  центральной  частях  моря  большую  роль  в  разрезе  платформен¬
ного  чехла  играют  также  субаэральные  осадки,  рельеф  дна  здесь
более  сложен.
 Основные  геолого-геоморфологические  черты  дна  Охотского
моря  позволяют  разделить  его  на  два  обширных  региона,  один  из
которых  находится  в  пределах  Окраинного  Тихоокеанского  гео-
синклинального  пояса,  а  другой—Дальневосточного  горного  поя¬
са.  Различные  части  Охотского  моря  располагаются  в  границах
следующих  геоморфологических  стран,  входящих  в  состав  этих
зон:  Камчатско-Курильской,  Японо-Сахалинской,  гор  и  равнин
Дальнего  Востока,  гор  и  равнин  Северо-Востока  СССР  (см.
рис.  13).  Ниже  дается  описание  провинций  и  областей  Охотского
моря,  на  которые  делятся  названные  страны.
 Южноохотская  провинция
 Южноохотская  провинция  является  частью  Камчатско-Ку¬
рильской  страны  и  охватывает  плоские  аккумулятивные  равнины
дна  глубоководной  Курильской  котловины.  Земная  кора  в  ее
пределах  —  субокеаническая,  отличается  от  обычной  океанической
лишь  большей  мощностью  осадочного  чехла  (2—5  км  по  разным
авторам),  обусловленной  обильным  притоком  терригенного  и  вул¬
каногенного  осадочного  материала.
 Выделенная  провинция  геоморфологически  довольно  однооб¬
разна  и  может  рассматриваться  как  единая  геоморфологическая
область  —  Южноохотская,  которая,  в  свою  очередь,  подразделя¬
ется  на  две  подобласти:  Курильскую  котловину  и  Аландскую  под¬
область.
 Подобласть  собственно  Курильской  котловины  —  плоская
абиссальная  равнина  морской  аккумуляции.  Равнина  лишь  слабо
приподнята  по  краям,  т.  е.  на  участках  наибольшего  поступления
наносов.  Преобладают  глубины  3000—3500  м  при  среднем  значе¬
нии—  около1  3300  м.  Наибольшая  ширина  подобласти  в  ее'западном
 306

части  —  о  коло’220  gkm.  Господствуют  процессы  'морской  абиссальной
аккумуляции.  Первичный  тектонический  рельеф  полностью  сниве¬
лирован  осадконакоплением.  Так,  по  данным  И.  П.  Косминской
с  соавторами  (1963),  в  рельефе  консолидированной  коры  в  пре¬
делах  области  выделяются  две  локальные  впадины:  юго-западная
чашеобразной  формы  и  глубиной  до  9  км  и  узкая  северо-восточ¬
ная,  вытянутая  по  простиранию  Курильской  котловины,  глубиной
до  8  км,  которые  в  современном  рельефе  дна  не  отражены.
 Алаидская  подобласть  .представлена  желобообразным  северо-
восточным  продолжением  Курильской  глубоководной  котловины.
Желоб  имеет  корытообразный  поперечный  профиль,  отличается
плоским  днищем  и  крутыми  бортами.  Он  протягивается  вдоль
Курильской  островной  дуги  примерно  от  пролива  Крузенштерна
до  острова  Алаид,  а  к  северу  от  последнего  заканчивается  широ¬
ким  прогибом  с  пологими  и  ровными  склонами.  Днище  желоба
наклонено  к  юго-западу  примерно  от  батиметрических  отметок
—800  до  —3000  м.
 Курильская  провинция
 Курильская  провинция  соответствует  Курильской  островной
дуге  и  включает  как  острова,  так  и  подводные  склоны  дуги.  Ку¬
рильская  островная  дуга  —  развивающийся  мегантиклинорий,  ос¬
ложненный  многочисленными  вулканами.  Это  мощное  горное  соо¬
ружение,  протягивающееся  от  острова  Хоккайдо  до  южной  око¬
нечности  полуострова  Камчатка  на  расстояние  около  1220  км.
Его  относительное  превышение  над  дном  Курильской  котловины
до  4500  м.  Характерной  особенностью  дуги  является  ее  двойное
строение:  она  состоит  из  двух  примерно  параллельных  друг  другу
хребтов.  Главный  морфологический  элемент  дуги  —  внутренний
хребет  (Большая  Курильская  гряда),  который  поднимается  над
уровнем  моря  в  виде  системы  28  крупных  и  множества  мелких
островов.  Внешний  хребет  почти  целиком  подводный  и  только  на
крайнем  юге  возвышается  над  морем,  образуя  Малые  Куриль¬
ские  острова  и  полуостров  Немуро.  В  центральной  части  дуги
внешний  хребет  прерывается.  Между  обоими  хребтами  располо¬
жена  узкая  депрессия  с  максимальной  глубиной  около  3  тыс.  м.
 В  строении  внутреннего  хребта  Курильской  дуги  четко  выделя¬
ются  две  части  (Удинцев,  1972):  нижняя,  цокольная  (пологое  сво¬
довое  поднятие)  и  верхняя  вулканическая  надстройка.  Вулкани¬
ческий  рельеф  широко  представлен  как  в  островной,  так  и  в  под¬
водной  части  Большой  Курильской  гряды,  где  насчитывается  до
39  действующих  вулканов.  Из  экзогенных  форм  рельефа  присут¬
ствуют  морские  и  флювиальные  образования.
 Внешний  хребет  —  массивное  сооружение,  по-видимому,  бло¬
ковой  структуры  (Удинцев,  1972),  сложенное  породами  верхнего
мела  —  палеогена  (Эрлих,  Мелекесцев,  1974).  Вулканический
рельеф  для  этого  хребта  не  характерен;  в  формировании  рельефа
 307

наземной  части  хребта  большую  роль  играют  деятельность  Моря
и  флювиальные  процессы  (Мелекесцев,  1974).
 Различия  в  геолого-геоморфологическом  строении  обоих  хреб¬
тов  Курильской  островной  дуги  имеют  глубокие  корни:  для  внеш¬
него  хребта  характерен  гранитный  слой  земной  коры,  а  под  внут¬
ренним  хребтом  он  отсутствует  так  же,  как  и  в  центральной  час¬
ти  дуги  —  в  разрыве  внешнего  хребта  (Затонский  и  др.,  1961;
Удинцев,  1972;  Мелекесцев,  1974).  По  мнению  Г.  Б.  Удинцева
(1972,  с.  273),  «цоколь  внутреннего  хребта  представляет  собой
вероятно  пологую  складку  базальтового  слоя,  подобную  валам,
обнаруженным  на  ложе  океана».
 В  целом  для  Курильской  геоморфологической  провинции  ха?
рактерны  высокая  сейсмичность  и  вулканическая  активность,  ли¬
нейная  вытянутость  основных  морфоструктур  в  северо-восточном
направлении,  большие  перепады  высот,  широкое  развитие  вулка-
но-тектонического  и  флю'виальжнморского  рельефа.
 По  особенностям  геоморфологического  строения  и  геофизиче¬
ских  характеристик  провинция  делится  на  три  области:  Южно¬
курильскую,  Среднекурильскую  и  Северокурильскую.  Выделение
этих  областей  обосновывается  различиями  в  интенсивности  изо-
статических  аномалий;  наиболее  повышенные  аномалии  характе¬
ризуют  среднюю  часть  дуги,  в  северной  их  значение  менее  высо¬
ко,  а  южная  занимает  промежуточное  положение.  Различия  про¬
являются  и  в  аномалиях  магнитного  поля.  Особенности  глубинно¬
го  строения  обусловливают  различную  активность  сейсмичности,
вулканизма  и  новейших  движений  в  Южной,  Средней  и  Северной
Курильских  областях  (Гайнанов,  1974).
 Южнокурильская  область.  Она  протягивается  от  острова  Хок¬
кайдо  до  пролива  Буссоль  и  характеризуется  четко  выраженным
двойным  строением  островной  дуги.  Внешний  хребет  —  частично
подводный,  частично  надводный.  Его  ось  трассируется  цепочкой
мелких  островов  (самый  крупный  остров  Шикотан)  и  полуостро¬
вом  Немуро.  Хребет  массивный,  с  глыбово-складчатой  структурой
имеет  выположенную  абразионно-аккумулятивную  поверхность
в  надводной  части.  Внутренний  хребет  —  узкий  крутосклонный
вулканический  гребень,  насаженный  на  широкий  цоколь  с  поло¬
гими  склонами.  Его  наиболее  возвышенные  участки  образуют
крупные  острова  (Кунашир,  Итуруп,  Уруп),  разделенные  попе¬
речными  проливами-грабенами.  В  целом  это  самый  высокий  от¬
резок  островной  дуги  и  самый  широкий  (на  уровне  дна  Куриль¬
ской  котловины  ширина  до  220  км),  характеризующийся  наиболь¬
шей  протяженностью  и  максимальной  амплитудой  блоковых  под¬
нятий  дочетвертичного  фундамента  (Эрлих,  1968).  Имеются  и  оп¬
ределенные  особенности  в  характере  вулканизма:  значительную
роль  играют  базальты  и  кислые  эффузивы.
 Островная  отмель  с  Охотской  стороны  гораздо  уже,  чем
с  океанской,  что  является  вообще  характерной  чертой  Куриль¬
ской  дуги.  Так,  у  островов  Итуруп  и  Уруп  ширина  отмели  со  сто¬
роны  океана  3—9  км,  а  со  стороны  Охотского  моря  не  превышает
 308

2  км  (Удинцев,  1957).  Бровка  отмели  выражена  обычно  четким
перегибом  в  рельефе  и  располагается  на  глубинах  140—170  м.
Наклон  островной  отмели  (особенно  в  прибрежной  части)  доволь¬
но  значителен.
 Островной  склон  со  стороны  Охотского  моря  очень  крут  —
10—20°.  Он  несколько  выполаживается  в  нижней  половине  близ
днища  Курильской  котловины,  а  вверху  местами  превышает  20°.
Верхняя  часть  склона  террасирована  и  расчленена  подводными
каньонами.
 Характерная  особенность  рельефа  островного  склона  >и  шель¬
фа  —  наличие  большого  числа  подводных  гор  с  плоскими  верши¬
нами,  обработанными  абразией  и  лежащими  на  глубинах  от  200
до  950  м  (например,  горы  в  проливе  Буссоль,  северо-западнее
пролива  Фриза  и  др.).
 Среднекурильская  область.  Она  занимает-центральную  часть
Курильской  дуги  и  располагается  между  проливами  Буссоль
и  Крузенштерна.  Внешний  хребет  отсутствует.  Внутренний  —  бо¬
лее  узкий,  чем  в  предыдущей  области,  вулканический  гребень
с  серией  сравнительно  небольших  островов  в  верхней  части.  Гор-
стовые  поднятия  дочетвертичного  фундамента  в  пределах  области
(за  исключением  острова  Симушир)  отсутствуют.  Отмечается
резкое  возрастание  роли  андезитов  в  эффузивах  вулканов  этой
группы  островов  (Эрлих,  1968).  Ширина  островной  дуги  вдвое
меньше,  чем  на  южном  участке,—  около  100  км.
 Ширина  островной  отмели  у  острова  Симушир  с  океанической
стороны  6—7  км,  с  Охотской  —  2—4  км.  Бровка  ее  располагается
примерно  на  тех  же  глубинах,  что  и  на  южном  участке,  но  места¬
ми  опущена  до  200  м.  В  целом  описываемому  отрезку  островной
дуги  свойственны  преобладание  вулканических  форм  рельефа
(как  в  наземной,  так  и  в  подводной  части)  и  значительное  проги¬
бание,  что  находит  свое  выражение  в  больших  глубинах  проли¬
вов  и  в  отсутствии  внешнего  хребта.
 Северокурильская  область.  В  Северокурильской  области  двой¬
ное  строение  хребта  выражено  менее  четко,  чем  в  южной.  Внеш¬
ний  хребет  —  хребет  Витязя  —  целиком  подводный.  В  его  вершин¬
ной  части  развита  широкая  поверхность  выравнивания  (Удинцев,
1957),  которая  на  севере  постепенно  сливается  с  прибрежной  от¬
мелью  Камчатки  и  островов  Шумшу  и  Парамушир.  Внешний  край
поверхности  располагается  на  глубинах  140—290  м.  Поверхность
имеет  общий  уклон  в  сторону  океана,  к  проливу  Крузенштерна
она  подходит  несколькими  разновысотными  ступенями.
 Островная  отмель  области  сохраняет  тот  же  характер,  что
и  по  всей  длине  Курильской  дуги.  Ширина  ее  у  острова  Шикотан
со  стороны  океана  6  км,  а  со  стороны  Охотского  моря  —  4  км;
у  острова  Харимкотан  с  океанской  Стороны  —17  км,  с  морской  —
5  км;  у  острова  Парамушир  —  соответственно  28  и  6—11  км
(Удинцев,  1957).
 В  пределы  акватории  Охотского  -моря  входит  небольшой  уча¬
сток  Камчатской  провинции,  отатытющт  часть  подводного
 309

склона  Камчатки  между  устьем  .р.  Хайрюзова  и  Рекш-шш-гской  гу¬
бой,  который  мы  выделяем  как  Шелиховскую  геоморфологиче¬
скую  область.
 Юго-западная  и  северо-восточная  границы  области  проводят¬
ся  в  большей  степени  условно  по  предполагаемому  окончанию
геосинклинальных  структур  внутреннего  хребта  Камчатки.  Юж¬
ной  границей  области  служит  береговая  линия,  отделяющая  гор¬
ные  сооружения  Камчатского  полуострова  от  выровненной  по¬
верхности  подводного  склона.  Северный  контур  рассматриваемой
области  примерно  соответствует  тектоническому  шву  между  Кам¬
чатскими  геосинклинальными  складчатыми  образованиями  и  склад¬
чатым  мезозойским  основанием  Охотоморской  плиты.  Этот  шов
четко  прослеживается  по  геофизическим  данным  от  полуострова
Елистратова  в  Пенжинской  губе  параллельно  восточному  побе¬
режью  полуострова  Тайгонос  к  северному  склону  Шелиховского
желоба  в  районе  полуострова  Пьягина  (Беляев  и  др.,  1966).
 Дно  моря  в  пределах  Шелиховской  области  представлено
плоской  абразионно-аккумулятивной  равниной,  выработанной  на
подводном  продолжении  горных  сооружений  главного  антиклино-
рия  Камчатки.  Для  залива  Шелихова  и  особенно  Пенжинской
губы  характерны  уникальные  амплитуды  приливно-отливных  ко¬
лебаний  уровня  моря  (10—13  м),  поэтому  донный  рельеф  области
испытывает  активное  эрозионно-аккумулятивное  воздействие  при-
ливно-отливных  течений.  С  деятельностью  течений  связаны  скаль¬
ные  участки  дна  и  отсутствие  береговых  аккумулятивных  форм
вдоль  этого  отрезка  побережья.  Небольшой  участок  Охотского
моря,  занимающий  крайнее  юго-восточное  положение  в  привер¬
шинной  части  Пенжинской  губы,  относится  к  Пенжинско-Анадыр-
ской  провинции.  Он  является  частью  двух  областей,  этой  провин¬
ции—  Бельско-Пенжинской  и  Прикорякской.
 Большие  объемы  аллювиальных  выносов  в  береговую  зону,
исключительно  малые  уклоны  дна  и  мощные  приливы  (до  13  м)
обусловливают  формирование  обширных  приливных  осушек,  сло¬
женных  тонкими  песчано-илистыми  наносами.  Ширина  осушек,
особенно  близ  устьев  рек  и  в  бухтах,  достигает  местами  несколь¬
ких  километров.
 I
 Хоккайдо-Сахалинская  провинция
 Присахалинская  шельфовая  область.  Часть  дна  Охотского
моря  расположена  в  пределах  Присахалинской  шельфовой  обла¬
сти  Хошайдо-Сахалинской  провинции  Японско-Сахалинской  гео¬
морфологической  страны.  Рельеф  морского  дна  представлен  сла¬
бо  наклонными  абразионно-аккумулятивными  равнинами  остров¬
ного  шельфа  и  его  склона.  Ширина  шельфа  колеблется  от  30  км
на  юге  области  до  200  км  в  районе  Сахалинского  залива.  Углы
наклона  островной  отмели  обычно  не  превышают  30х.  Местами
в  донном  рельефе  можно  проследить  продолжение  основных
структурных  элементов  Сахалинского  мегантиклинория,  с.  севср-
 310

ным  окончанием  которого,  по-вйдимому,  связан  выступ  подводно¬
го  цоколя  Сахалина  к  северу  от  полуострова  Шмидта.  Структуры
этого  полуострова  продолжаются  в  пределах  островной  отмели
на  широте  г.  Оха.  Несколько  южнее  поверхность  островного  шель¬
фа  на  глубинах  17—30  м  осложнена  серией  параллельных  берегу
широких  валов  или  гряд,  которые,  по  Г.  Б.  Удинцеву  (1957),
структурно  связаны  с  брахиантиклинальной  складчатостью  се¬
верной  части  Восточносахалинского  антиклинория.  Аналогичные
складки  послужили  структурной  основой  для  образования  вдоль
этого  отрезка  побережья  Сахалина  мощных  песчаных  пересыпей,
отчленивших  заливы  Луньский,  Набиль,  Ныйский,  Даги,  Чайво,
Пильтун  и  др.  С  подводным  продолжением  крупного  диагонально¬
го  разлома,  который  прослеживается  в  районе  р.  Тымь,  предпо¬
ложительно  сопоставляется  глубокая  ложбина,  расчленяющая
склон  подводного  цоколя  Сахалина  близ  Луньского  залива.
 В  южной  половине  области  выраженность  тектонических
структур  в  донном  рельефе  менее  четкая,  поскольку  береговая
линия  и  островная  отмель  следуют  параллельно  основным  струк¬
турным  элементам  Восточносахалинского  антиклинория.  Таким
образом,  при  общем  преобладании  абразионно-аккумулятивного
выравнивания  в  области  'имеются  участки  структурно  обусловлен¬
ного  рельефа.  Тектонические  движения  сыграли  заметную  роль
в  формировании  современного  облика  подводного  рельефа.  С  ни¬
ми,  в  частности,  связаны  колебания  глубины  внешнего  края  ост¬
ровной  отмели.  Например,  на  севере  области  бровка  островного
шельфа  относительно  погружена  до  отметок  173  и  233  м  при  сред¬
нем  ее  положении  около  80  м  (Удинцев,  1957).
 Анивекая  шельфовая  область.  К  той  же  (Хоккайдо-Сахалин-
ской)  провинции  относится  Анивекая  шельфовая  область,  охва¬
тывающая  дно  заливов  Терпения,  Анива,  Абасири.  Область
характеризуется  плоским,  часто  грядовым  мезорельефом,  абразион¬
но-аккумулятивными  равнинами  шельфа  и  наклонными  равнина¬
ми  островного  склона.  Существенна  роль  в  формировании  донного
рельефа  .п  рибр  ежн  о  -  морски  х  аккуму  лят  и  вн  ы  х  про'цессо  в.
 Ширина  шельфовых  равнин  испытывает  в  пределах  области
значительные  и  резкие  колебания.  Так,  у  мыса  Анива  она  равна
32  км,  а  у  полуострова  Сиретоко  (Хоккайдо)  едва  достигает
4—6  км,  тогда  как  в  заливе  Терпения  она  возрастает  до  209  км
(Удинцев,  1957).  У  северо-восточного  побережья  острова  Хоккай¬
до  глубина  внешнего.  края  островного  шельфа  составляет  150  м,
к  востоку,  от  пролива  Лаперуза—  183—214  м,  близ  мыса  Анива  —
246  м,  а  в  заливе  Терпения  —  около  175  м.
 Островной  склон  в  пределах  области  отличается  значительной
высотой  и  крутизной,  поскольку  он  спускается  непосредственно
к  днищу  глубоководной  Курильской  котловины.  Особенно  боль¬
шие  углы  наклона  отмечаются  восточнее  Тонино-Анивского  полу¬
острова  и  к  югу  от  мыса  Терпения  —  28°.
 Характерная  черта  описываемой  области  —  ее  расположение
на  стыке  горных  сооружений  Сахалина  и  Хоккайдо,  что  обуслов-
 зы

лйвает  своеобразие  облика  ее  рельефа.  Поскольку  береговая
линия  (В  пределах  области,  как  правило,  сечет  под  углам  направле¬
ние  горных  хребтов  суши,  их  подводные  продолжения  хорошо
прослеживаются  в  рельефе  островного  шельфа  и  его  склона.  Так,
основные  неровности  поверхности  шельфа  и  склона  обусловлены
подводными  продолжениями  хребтов  Сиретоко,  Исикари,  Урю,
Восточно-  и  Западносахалинских  гор,  Сусунайского  и  Топино-
Анивского.  Особенно  четко  выражены  в  донном  рельефе  хребты
Сиретоко,  Терпения  и  Тонино-Анивсюий  (Удинцев,  1957;  Красный
и  др.,  1975),  с  которыми  связаны  крупные  выступы  островной  от¬
мели  в  сторрну.  глубоководной  Курильской  котловины.
 Шантарская  шельфово-островная  область.  Крайняя  западная
часть  дна  Охотского  моря  по  структурно-геоморфологическим  осо¬
бенностям  относится  к  Приморской  провинции  и  выделяется
в  качестве  Шантарской  шельфово-островной  области.  Она  охва¬
тывает  западные  участки  Амурского  лимана  и  Сахалинского  за¬
лива,  заливы  Рейнеке,  Александра,  Николая,  Академии,  Ульбан-
ский,  Тугурский,  а  также  включает  Шантарские  острова.  Сильная
изрезанность  береговой  линии  обусловлена  выходами  к  морю  ос¬
новных  геологических  структур  Нижнеамурского  синклинория.
В  западной  части  области  эти  структуры  находят  четкое  продол¬
жение  в  виде  подводных  и  надводных  (островных)  гряд,  сохра¬
няющих  северо-северо-восточную  ориентировку.  На  востоке  об¬
ласти  они  выражены  хуже  благодаря  деятельности  абразии
и  морской  аккумуляции.  Донная  равнина  осложнена  многочис¬
ленными  абразионными  останцами  —  кекурами  и  более  крупны¬
ми  выступами  коренных  пород  —  Шантарскими  островами,  ост¬
ровом  Рейнеке  и  др.  Морские  осадки  на  дне  встречаются  лишь
отдельными  пятнами.  В  районе  Шантарского  архипелага  голоце¬
новые  морские  осадки  имеют  мощность  не  более  3—4  м  (Арчиков,
Ивашинников,  1975).  Образованию  рыхлого  покрова  во  многом
препятствует  высокая  активность  приливно-отливных  течений
(особенно  в  узких  проливах).  Происхождение  большинства  про¬
ливов  связано  с  разрывными  дислокациями  северо-западного
и  субширотного  простирания  (Арчиков,  Ивашинников,  1975).
В  рельефе  морского  дна  четко  прослеживаются  реликты  затоп¬
ленных  прадолин  рек  Турома,  Тугура  и  др.
 Очень  небольшой  участок  морского  дна,  соответствующий
Удской  губе,  относится  к  Приамурской  провинции.  По  современ¬
ным  представлениям  этот  участок  является  подводным  продолже¬
нием  рифтовой  долины.  Монголо-Охотской  рифтовой  области.
В  донном  рельефе  долина  выражена  широкой  пологой  ложбиной,
заполненной  осадками  р.  Уды  общей  мощностью  свыше  100  м.
 Энкенская  шельфовая  область.  Небольшой  участок  Станово-
Джугджурской  провинции  затоплен  водами  Охотского  моря
и  выделяется  в  качестве  Энкенской  шельфовой  области  'названной
провинции.  Это  область  плоской  и  слабоволнистой,  преимущест¬
венно  абразионно-аккумулятивной  шельфовой  равнины,  протя¬
гивающейся  от  Удской  губы  до  района  р.  Улья  вдоль  подножья
 312

Аянского  антиклинория  —  крайней  восточной  цепи  горной  систе¬
мы  Джугджур.  От  горных  сооружений  материка  область  четко
отделена  крутым  береговым  уступом,  общее  простирание  которо¬
го  обусловлено,  по-видимому,  глубинным  разломом.  Восточные
границы  области  менее  ясны.
 Рельеф  области  представлен  выровненной  поверхностью  мате¬
риковой  отмели,  имеющей  ширину  около  100  км.  Глубина  над
ограничивающей  ее  бровкой  примерно  170  м  (Удинцев,  1957).
Большая  ширина  и  значительная  «вырочвненность  отмели  обус¬
ловлены  тем,  что  морские,  абразионно-аккумулятивные  про¬
цессы  в  период  плейстоценовых  колебаний  уровня  'моря  обра¬
батывали  плиоценовую  поверхность  субаэрального  выравни¬
вания.  Северная  и  центральная  части  дна  Охотского  моря,  со¬
ставляющие  большую  часть  его  площади,  входят  в  состав  геомор¬
фологической  страны  Горы  и  равнины  Северо-Востока  и  принад¬
лежат  двум  крупным  геоморфологическим  провинциям:  Охотско-
Чукотской  и  Охотоморской.
 Охотско-Чукотская  провинция
 Охотско-Чукотская  провинция  в  основном  охватывает  терри¬
торию  суши,  вытянутую  длинной  полосой  вдоль  северо-восточного
края  Азиатского  материка.  В  пределах  Охотского  моря  к  ней  от¬
носится  обширная  Североохотоморская  область,  которая  занима¬
ет  всю  северную  часть  моря  и  протягивается  от  вершины  Пен-
жинской  губы  до  района  г.  Охотска.  Область  представлена  поло¬
гонаклонными  шельфовыми  равнинами,  выработанными  на  эпи-
мезозойской  или  более  древней  Охотоморской  платформе  (Удин¬
цев,  1961).  Тектонические  структуры  суши  слабо  прослеживаются
в  подводном  рельефе,  особенно  в  западной  части  области,  которая
отличается  исключительной  выровненностью  морского  дна.  В  вы¬
равнивании  донной  поверхности  наряду  с  абразионно-аккумуля¬
тивной  деятельностью  моря  принимали  участие  различные  суб-
аэральные  факторы.
 Отдельные  детали  облика  подводного  рельефа  позволяют  рас¬
членить  область  на  подобласти  —  Тауйскую  и  Гижигинскую.
 Тауйская  подобласть  соответствует  широкому  выступу  при¬
брежной  отмели  между  меридианами  г.  Охотска  и  г.  Магадана.
Ширина  отмели  на  этом  участке  достигает  350  км,  при  глубине
ее  внешнего  края  250—350  м  (Удинцев,  1957).
 По  геофизическим  данным,  породы  платформенного  чехла
имеют  моноклинальное  залегание  с  падением  слоев  в  сторону
центральных  частей  Охотского  моря  под  очень  небольшими  (не¬
сколько  градусов)  углами  (Алексеев  и  др.,  1975).  Мощность  оса¬
дочной  толщи  (до  кровли  консолидированной  коры)  1—2  км
и  резко  увеличивается  до  5  км  несколько  южнее  Магадана,  где
выделяется  молодой  наложенный  прогиб,  полностью  компенсиро¬
ванный  осадками  и  поэтому  не  выраженный  в  донном  рельефе
(Косминская  и  др.,  1963;  Удинцев,  1961).
 20  14оо
 313

Для  геологической  структуры  прибрежной  части  описываемой
подобласти  характерны  крупные  погруженные  блоки,  со  стороны
суши  ограниченные  разломами  (Алексеев  и  др.,  1975).  В  морфо¬
логии  береговой  линии  они  выражены  рядом  больших  и  малых
открытых  заливов,  таких,  как  Тауйская  губа,  заливы  Ушки
и  Шельтинга.
 В  пределах  подобласти  развиты  пологонаклонные,  слаборас-
члененные,  хорошо  выровненные  поверхности,  уклон  которых  не
превышает  обычно  2—3'  и  в  среднем  составляет  Г  (Удинцев,
1957).  Эти  поверхности  прошли  длительный  и  сложный  путь
комплексного  выравнивания:  в  плиоцене  здесь  была  выработана
широкая  денудационная  равнина,  которая  в  плейстоцене  активно
обрабатывалась  морем  в  процессе  неоднократных  изменений  его
уровня.  В  юго-западной  части  подобласти  рельеф  имеет  более
сложный  облик.  Здесь  имеется  несколько  подводных  долин,  есть
небольшие  подводные  возвышенности  изометричных  очертаний,
которые,  (возможно,  1предста1вляют  -собой  останцы  мезозойских  гра¬
нитных  интрузий.
 Гижигинская  подобласть  охватывает  участки  материковой  от¬
мели,  протягивающиеся  от  полуострова  Кони  до  вершины  Пен-
жинской  губы.
 Тектоническим  цоколем  материковой  отмели  являются  подвод¬
ные  продолжения  мезозойских  складчатых  структур  южного  кры¬
ла  Верхнеиндигирского  синклинория,  Гижигинского  прогиба,
а  также  Тайгоносского  остаточного  палеозойского  массива.  Об¬
разования,  аналогичные  Тайгоносскому  массиву,  характерны  для
северо-западной  части  залива  Шелихова,  где  они  четко  про¬
слеживаются  по  характеру  магнитного  поля  (Беляев  и  др.,
1966).
 По  геофизическим  данным  хорошо  фиксируются  также  зоны
глубинных  разломов,  которые  ориентированы  параллельно  мезо¬
зойскому  вулканическому  поясу.  Выделен  ряд  поперечных  магнит¬
ных  аномалий,  отражающих  поперечные  разломы,  которым  в  ма¬
териковой  части  соответствуют  узкие  горсты,  сложенные  порода¬
ми,  подстилающими  вулканическую  толщу  (Беляев  и  др.,  1966).
Однако  все  эти  структурные  элементы  в  рельефе  морского  дна
практически  не  отражены.  Четкое  морфологическое  выражение
имеет  лишь  желоб  залива  Шелихова.  Первоначально  он,  по-ви¬
димому,  заложился  по  тектоническому  шву,  отделяющему  Охото¬
морскую  плиту  от  палеоген-неогеновых  складчатых  сооружений
Камчатки,  но  впоследствии  был  сильно  изменен  экзогенными  про¬
цессами.  Остальная  часть  подобласти  представлена  плоской  вы¬
ровненной  абразионно-аккумулятивной  шельфовой  равниной.
 Общая  равнинность  территории  нарушается  мелкими  формами
субаэрального,  главным  образом  экзарационного  рельефа  (типа
«бараньих  лбов»).  Желоб  залива  Шелихова  также,  по-видимому,
подвергся  экзарационной  обработке,  на  что  указывает  торговая
форма  его  поперечного  профиля  (Удинцев,  1957)  .  Другие  исследо¬
ватели  рассматривают  этот  желоб  как  рифтовую  долину  предпо-
 :i
 314

лагаемой  Пенжинской  рифтовой  зоны  (Демидов  и  др.,  1975).  Су¬
щественную  роль  в  формировании  донного  рельефа  подобласти
играют  приливно-отливные-  течения.
 Охотоморская  шельфовая  провинция
 Крупная  шельфовая  провинция  —  Охотоморская  —  объединяет
в  основном  подводные  регионы  центральной  части  Охотского
моря.  Лишь  на  востоке  в  ее  состав  входят  наземные  равнины  За¬
паднокамчатской  низменности,  а  на  западе  небольшим  надводным
элементом  рельефа  является  остров  Ионы.
 Провинция  представлена  обширными  шельфовыми  равнинами,
приуроченным  и  к  наиболее  погруженным  участкам  Охотомо'р-
ской  плиты.  В  геоморфологическом  отношении  для  провинции
характерно  'сочетание  субгоризонтальных  и  наклонных  поверх¬
ностей,  крупных  возвышенностей  и  обширных  впадин.  Отличи¬
тельная  особенность  провинции  —  наличие  в  ее  рельефе  двух  ши¬
роких  ступеней,  отражающих  дифференцированный  характер
тектонического  опускания  в  ее  пределах.  Ступени  хорошо  про¬
слеживаются  в  донном  рельефе,  разделены  четким  уступом
и  расположены  на  батиметрических  отметках:  нижняя  —  от  —1500
до  —  600  м,  верхняя  протягивается  до  —300  м.
 Наличие  ступеней,  обладающих  определенными  особенностя¬
ми  рельефа,  позволяет  разделить  описываемую  геоморфологиче¬
скую  провинцию  на  две  неравные  по  величине  подпровинции:
Среднеохотскую  и  Охотско-Прикамчатскую.
 СРЕДНЕОХОТСКАЯ  ПОДПРОВИНЦИЯ
 Среднеохотская  подпровинция  соответствует  обширной  ниж¬
ней  шельфовой  ступени  Охотского  моря,  выработанной  в  преде¬
лах  устойчивого  внутреннего  массива,  по-видимому,  мезозойско¬
го  возраста  (Удинцев,  1957).  В  состав  подпровинции  входит  так¬
же  материковый  склон,  ограничивающий  с  юга  всю  шельфовую
часть  моря.  В  целом  рельеф  подпровинции  определяется  нали¬
чием  крупных  подводных  возвышенностей  и  разделяющих  их
глубоких  изометричных  впадин  и  узких  линейных  прогибов.
 В  пределах  подпровинции  выделяются  четыре  геоморфологи¬
ческие  области:  область  возвышенности  Института  океанологии,
область  возвышенности  Академии  наук  СССР,  Дерюгинская  и  об¬
ласть  Охотского  материкового  склона.
 Область  возвышенности  Института  океанологии.  Она  распо¬
лагается  в  северо-восточной  части  подпровинции.  Возвышенность
имеет  овальные  очертания  и  ширину  около  220  км.  Ее  относи¬
тельное  превышение  над  дном  соседних  желобов  и  впадины  Де¬
рюгина  порядка  400—800  м  (Удинцев,  1957).  Минимальная  глу¬
бина  моря  над  этой  возвышенностью  932  м.
 Характерная  чевта  рельефа  возвышенности  —  плоская  вер¬
шинная  поверхность,  имеющая  в  поперечнике  66  км.  Средняя
 315

глубина  моря  над  плато  около  960  м.  Склоны  возвышенности  от¬
носительно  ровные,  лишь  в  северной  и  западной  частях  ослож¬
ненные  подводными  долинами,  врезанными  на  несколько  десят¬
ков  метров.  Поперечный  (профиль  .и  конфигурация  долин  свиде¬
тельствуют  об  их  эрозионном  происхождении.  Наличие  реликтов
субаэрального  рельефа  на  склонах  возвышенности  Института
океанологии  указывает  на  абразионно-аккумулятивный  генезис
ее  вершинной  поверхности  и  на  значительное  погружение  этого
района  дна  Охотского  моря.
 Область  возвышенности  Академии  наук  СССР.  По  своим  гео¬
морфологическим  особенностям  она  во  многом  идентична  преды¬
дущей  области.  Возвышенность  отличается  лишь  несколько  боль¬
шими  размерами  (длина  370  км,  ширина  130  км)  и  более  слож¬
ным  эрозионным  расчленением  склонов  (особенно  северного
и  южного).  Кроме  хорошо  выраженного  вершинного  абразионно¬
аккумулятивного  плато  здесь  имеются  поверхности  выравнива¬
ния  на  глубинах  в  среднем  1100  м  (Удинцев,  1957).  Это  свиде¬
тельствует  о  нескольких  стадиях  погружения  участка.  По  гео¬
физическим  данным,  породы  осадочного  чехла  облекают  обе
возвышенности,  которые  являются,  по-видимому,  крупными  под-
нятиям’и  типа  аитеклиз  материковых  платформ  (Алексеев  и  др.,
1975;  Туезов,  1975).
 Дерюгинская  область.  Она  объединяет  крупные  отрицатель¬
ные  элементы  рельефа  рассматриваемой  подпровинции:  впадину
Дерюгина  и  желоб  Макарова.  Сюда  же  относятся  и  более  мелкие
желоба,  отходящие  от  впадины  Дерюгина  к  северо-западу  и  вос¬
току,  в  частности  желоб  Лебедя.
 Впадина  Дерюгина  —  наиболее  крупная  котловина  шельфовой
части  Охотского  моря.  Ее  максимальная  глубина  1780  м,  шири¬
на—  примерно  209  км,  длина  —  около  2850  км.  Впадина  имеет
широкое  плоское  днище,  представляющее  собой  предельную  рав¬
нину  морской  аккумуляции  (Удинцев,  1957).  Лишь  местами  рав¬
нина  осложнена  небольшими,  не  полностью  погребенными  высту¬
пами  коренных  пород  в  ввде  гряд.  Сохранение  первичных  неров¬
ностей  рельефа  даже  в  центральной  части  впадины  свидетельст¬
вует  о  меньшей  степени  выравнивания  ее  дна  по  сравнению
с  глубоководной  Курильской  котловиной.  Борта  впадины  асим¬
метричны.  Наибольшей  крутизной  и  высотой  отличается  ее  за¬
падный  борт,  который  является  продолжением  склона  подводного
цоколя  Сахалина.  Достоверно  выявлено  развитие  подводных
оползней  (Удинцев,  1957).  Северный  и  восточный  борта  более
пологи,  но  сильно  расчленены  подводными  долинами.  Северный
и  западный  борта  впадины  Дерюгина  осложнены  крутыми  усту¬
пами,  которые  фиксируют  выраженные  в  рельефе  сбросы  и  раз¬
ломы  (Удинцев,  1961).
 Северо-западным  продолжением  впадины  Дерюгина  являет¬
ся  узкий,  глубокий  (около  800  м)  желоб  с  крутыми  бортами,
представляющий  собой,  по-видимому,  выраженное  в  рельефе  раз¬
рывное  тектоническое  нарушение.  На  юго-восток  от  впадины  от¬
 316

ходит  широкий  желоб  Макарова,  разделяющий  возвышенности
Института  океанологии  и  Академии  наук  СССР.  Максимальная
глубина  желоба  1354  м,  днище  его  занято  холмистой  равниной.
 Область  Охотского  материкового  склона.  Она  соответствует
уступу  материкового  склона,  ограничивающему  с  юга  шельфовую
часть  Охотского  моря  и  образующему  северо-западный  борт
глубоководной  Курильской  котловины.  Бровка  уступа  несколько
сглажена  и  располагается  на  глубине  1300—1500  м,  а  под¬
ножье  —  на  батиметрических  отметках  около  3000  м.  Крутизна
склона  в  средней  части  достигает  10°  (Удиндев,  1957).  Уступ
осложнен  многими  подводными  каньонами,  особенно  на  участке
примыкания  возвышенности  Академии  наук  СССР.  Каньоны
большей  частью  соответствуют  продолжению  эрозионных  долин,
спускающихся  по  склонам  возвышенности.
 ОХОТСКО-ПРИКАМЧАТСКАЯ  ПОДПРОВИНЦИЯ
 Охотско-Прикамчатская  подпровиндия  соответствует  средней
шельфовой  ступени  Охотского  моря.  По  площади  она  значитель¬
но  уступает  предыдущей  подпровинции  и  отличается  от  нее  боль¬
шей  сложностью  рельефа.  В  ее  пределах  располагаются  впадина
Тинро,  желоб  залива  Шелихова,  погруженные  шельфовые  рав¬
нины  с  реликтами  субаэрального  рельефа  и  абразионно-аккуму¬
лятивная  поверхность  материковой  отмели,  а  также  надводная
равнина  Западной  Камчатки.
 По  геоморфологическим  особенностям  отдельных  участков
подпровиндия  подразделяется  на  четыре  области:  Центрально¬
охотскую,  Большерецкую,  впадины  Тинро,  Западнокамчатскую.
Последняя  целиком  представлена  равнинами  суши.
 Центральноохотская  область.  Она  характеризуется  развити¬
ем  слабонаклонных  и  сравнительно  сильнорасчлененных  поверх¬
ностей  погруженной  шельфовой  равнины.  Дифференцированный
характер  тектонического  погружения  этого  участка  дна  фикси¬
руется  плоскими  выровненными  абразионно-аккумулятивными
поверхностями  группы  мелководных  банок  —  подводных  возвы¬
шенностей,  располагающихся  в  районе  острова  Ионы  на  глуби¬
нах  от  233  до  136  м  (банка  Кашеварова  и  Др.)-  Остров  Ионы  —
вершина  аналогичной  возвышенности,  бровка  окружающей  его
отмели  имеет  глубину  130  м.
 Область  отличается  наиболее  четкой  сохранностью  реликтов
субаэрального  рельефа.  К  ним  относятся,  прежде  всего,  отмечен¬
ные  выше  мелководные  банки  и  остров  Ионы  —  погруженные
структурно-денудационнные  останцы  палеоген-неогенового  пене¬
плена,  впоследствии  затопленного  морем  (Удинцев,  1957).  Име¬
ется  также  несколько  подводных  долин,  ориентированных  в  сто¬
рону  впадины  Дерюгина.
 Восточная  часть  области  характеризуется  преимущественно
развитием  волнистых,  полого  наклонных  шельфовых  равнин,
лежащих  на  глубине  от  300  до  800  м.  Один  из  элементов  рельефа
 317

этой  части  области  —  погруженная  поверхность  выравнивания,
внешний  край  которой  располагается  на  глубине  400  м.  В  сторо¬
ну  впадины  Дерюгина  и  желоба  Лебедя  поверхность  спускается
пологим  уступом,  подошва  которого  фиксируется  на  глубине
800—857  м.
 Большерецкая  область.  Она  характеризуется  наличием  пло¬
ских  и  наклонных  подводных  аллювиально-морских  и  ледниково¬
озерных  равнин,  выработанных  на  структурах  Большерецкого
синклинория.  В  пределах  области  располагаются  материковая
отмель  и  склон  подводного  цоколя  Западной  Камчатки.
 Уклоны  отмели  в  границах  области  обычно  невелики,  их  сред¬
ние  значения  не  превышают  5'  (Удинцев,  1957).  Отмель  характе¬
ризуется  теми  же  формами  рельефа,  что  и  прибрежная  надводная
равнина.  Здесь  отмечаются  реликтовые  моренные  поверхности,
затопленные  речные  долины  (например,  подводное  продолжение
р.  Воровской),  реликты  абразионных  уступав  на  глубинах  18—
27,  35—40  и  50—55  м  (Дмитриев  и  др.,  1975)  и  древних  берего¬
вых  аккумулятивных  форм  (Лисицын,  Удинцев,  1953).  Таким
образом,  в  геоморфологическом  отношении  отмель  —  подводное
продолжение  Западнокамчатской  низменности.
 Ширина  отмели  колеблется  в  незначительных  пределах,  в  це¬
лом  уменьшаясь  к  югу:  в  районе  устья  р.  Морошечной  она  дости¬
гает  примерно  114  км,  а  к  югу  постепенно  сокращается  до  51  км
(Удинцев,  1957).  Глубина  бровки  отмели  изменяется  от  100  до
175  м,  причем  наибольшие  глубины  характерны  для  северной
части  области.
 Склон  подводного  основания  Западной  Камчатки  имеет  плав¬
ные  очертания  и  относительно  простое  строение.  Четкость  и  вы¬
сота  склона  значительно  меняются  .по  простиранию.  Наилучшей
выраженностью  в  рельефе  отличается  отрезок  склона  в  районе
котловины  Тинро,  где  его  высота  около  600  м,  а  крутизна  —  до
1о30'.  Южнее  склон  несколько  выполаживается  (до  20—40'),
а  высота  его  уменьшается  до  300  м  над  желобом  Лебедя  и  уве¬
личивается  до  1200  м  над  желобом  Макарова  (Удинцев,  1957).
В  районе  Усть-Большерецка  склон  осложнен  небольшой  ступенью
на  глубине  184—215  м,  а  еще  южнее—  обособленной  банкой  Ле¬
бедя,  выровненная  вершинная  поверхность  которой  лежит  на  глу¬
бине  248—273  м.  Выровненность  ее  вершинной  поверхности  обу¬
словлена  действовавшими  здесь  в  прошлом  абразионно-аккуму¬
лятивными  процессами  (Удинцев,  1957).
 Область  впадины  Тинро.  Впадина  Тинро  по  отношению  к  мо¬
лодым  складчатым  сооружениям  Камчатки  является  краевым
прогибом,  развившимся  на  устойчивом  массиве  Охотоморской
платформы.  Максимальная  глубина  впадины  991  м.  Она  уступа¬
ет  впадине  Дерюгина  также  по  ширине  (57  км)  и  по  длине
(228  км).  С  востока  и  частично  с  запада  впадина  ограничена
резко  выраженными  склонами.  По  геофизическим  данным,  эти
склоны  связаны  с  крупными  флексурами,  возможно,  отражаю¬
щими  глубинные  разломы  фундамента  (Алексеев  и  др.,  1975).
 318

Характерная  особенность  котловины  Тинро  —  сложная  рас¬
члененность  ее  дна.  Здесь  отмечаются  многочисленные  гряды,  вы¬
тянутые  вдоль  оси  впадины.  Гряды  перекрыты  плащом  алеври¬
товых  глин  и  представляют  собой,  по-видимому,  реликты  первич¬
нотектонического  рельефа.  Не  исключено  также,  что  это  молодая
складчатость  осадочной  толщи,  формирующаяся  ъ  процессе  про¬
должающегося  развития  прогиба  (Удинцев,  1957).
 БЕРИНГОВО  МОРЕ
 Берингово  море  —  самое  крупное  и  самое  глубокое  из  Даль¬
невосточных  морей.  Объем  его  вод  3796  тыс.  км3,  площадь  (без
островов)  2315,4  тыс.  км2  (Фролов,  1971),  т.  е.  почти  в  полтора
раза  больше  площади  Охотского  моря  и  вдвое  больше  Японского.
Длина  моря  с  севера  на  юг  1760  км,  с  запада  на  восток  около
2400  км  (Добровольский,  Залогин,  1965).  Средняя  глубина  моря
1640  м,  максимальная  —  4420  м  (в  Камчатском  проливе),  однако
распределение  глубин  крайне  неравномерное.  По  этому  признаку
Берингово  море  резко  подразделяется  на  две  неравные  части:
мелководную  северо-восточную  с  глубинами  до  200  м  и  глубоко¬
водную  юго-западную,  где  глубины  более  3000  м.
 Своеобразие  в  распределении  глубин  обусловлено  особен¬
ностями  тектонического  строения  дна.  Северная  и  северо-восточ¬
ная  части  моря  относятся  к  затопленной  окраине  материка.  Они
характеризуются  всеми  чертами  платформенного  шельфа,  окайм¬
ленного  с  юго-запада  уступом  материкового  склона.  Глубоковод¬
ная  юго-западная  часть  Берингова  моря  соответствует  реликту
океанического  ложа,  только  в  последние  этапы  геологической
истории  отделенному  от  Тихого  океана  Алеутской  островной
дугой.
 Особенности  тектонического  строения  северо-восточной  и  юго-
западной  частей  дна  Берингова  моря  определяют  различия  их
морфологических  характеристик  -и  своеобразие  распределения
осадков  в  их  пределах.  Шельфовая  часть  Берингова  моря  харак¬
теризуется  широким  развитием  выровненных  поверхностей  с  мно¬
гочисленными  реликтами  субаэрального  рельефа.  Здесь  развиты
в  основном  разнообразные  терригенные  осадки.  Геосинк'линаль-
ная  часть  Берингова  моря  отличается  резкой  контрастностью
рельефа,  наличием  глубоководных  впадин,  крупных  подводных
возвышенностей  и  мощного  хребта  островной  дуги  с  надводными
вершинами  —  островами.  Преобладают  пелагические  донные
осадки,  на  подводных  поднятиях  появляются  более  грубые  тер¬
ригенные  отложения,  а  на  шельфе  и  склонах  Алеутской  остров¬
ной  дуги  —  вулканогенные  осадки.
 Особенности  структуры,  рельефа  и  осадков  позволяют  выде¬
лить  в  границах  Берингова  моря  две  крупные  самостоятельные
геоморфологические  страны—  Беринговоморскую  и  Североберин-
говоморскую,  каждая  из  которых  подразделяется  на  ряд  провин¬
 319

ций  и  областей.  Небольшие  участки  дна  входят  также  в  состав
Камчатско-Курильской  геоморфологической  страны  (см.  рис.  13).
 БЕРИНГОВОМОРСКАЯ  ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКАЯ  СТРАНА
 Беринговоморская  геоморфологическая  страна  охватывает
южную  и  юго-западную  части  Берингова  моря,  которые  входят
в  состав  Окраинного  геосинклинального  пояса  Тихого  океана.
Основные  структурно-геоморфологические  элементы  страны  —
глубоководная  Беринговоморская  котловина  и  ее  впадины  —  Але¬
утская  (Центральная),  Командорская  (Западная)  и  Бауэрс,
внутренние  поднятия  —  хребты  Ширшова  и  Бауэрс,  а  также  Але¬
утская  вулканическая  островная  дуга.  Наличие  крупных  разно¬
родных  элементов  рельефа  определяет  значительный  перепад
глубин  моря  —  от  0  до  4000  м.
 Земная  кора  в  пределах  страны  представлена  двумя  типами  —
субокеаническим  и  субконтинентальным,  что  находит  отражение
и  в  рельефе  дна  (Гайнанов  и  др.,  1970).  Несколько  утолщенная
(до  12  км)  субокеаническая  земная  кора  характерна  для  глубо¬
ководных  котловин,  субконтинентальная  земная  кора—для  Але¬
утской  островной  дуги.  По  геофизическим  данным,  максималь¬
ная  мощность  земной  коры  в  районе  Алеутских  островов  достига¬
ет  33  км  (Гайнанов  и  др.,  1970).
 Рельеф  страны  сформировался  в  условиях  геосинклинального
режима  при  разнонаправленных  вертикальных  движениях  ее  от¬
дельных  структурных  элементов.  В  пределах  островной  дуги  пре¬
обладают  процессы  поднятия  и  мощного  горообразования,  ко¬
торые  сопровождаются  разрушением  горного  рельефа  и  выносом
рыхлых  продуктов  в  окружающие  впадины.  Глубоководные  впа¬
дины  характеризуются  длительным  тектоническим  прогибанием
и  накоплением  тонких  осадков.
 Г  еоморфологическое  районирование  описываемого  региона
проведено  прежде  всего  по  морфоструктурным  признакам,  кото¬
рые  позволили  расчленить  его  на  две  крупные  геоморфологиче¬
ские  провинции:  Южноберинговоморскую  и  Алеутскую.  В  гео¬
тектоническом  отношении  сюда  следует  отнести  также  провин¬
цию  Алеутского  глубоководного  желоба,  развитие  которого  тесно
связано  с  Алеутской  островной  дугой.  Однако  эта  провинция  рас¬
полагается  вне  границ  Берингова  моря  и  поэтому  здесь  не  рас¬
сматривается  (как  и  Курило-Камчатский  желоб).  Характеристи¬
ка  первых  двух  провинций  также  дается  не  полностью  —  описаны
лишь  те  области,  которые  хотя  бы  частично  соприкасаются  с  бе¬
регами  СССР  (см.  рис.  13).
 Южноберинговоморская  провинция
 Южноберинговоморская  провинция  охватывает  Берингово-
морскую  котловину  вместе  с  внутренними  хребтами  и  составляет
примерно  37%  от  общей  площади  Берингова  моря  (Ковалев,
 320

1970).  Мощность  земной  коры  по  сейсмическим  данным  (Гайна-
нов  и  др.,  1970)  во  впадинах  до  6—12  км,  на  поднятиях  —  до
15—20  км.  Для  провинции  характерны  большие  глубины  моря,
мощный  чехол  осадочных  накоплений,  широкое  развитие  акку¬
мулятивных  морских  равнин  и  наличие  крупных  пологих  подня¬
тий.  В  соответствии  с  основными  чертами  рельефа  дна  и  его
геологической  структуры  в  провинции  выделяются  области  Але¬
утской  и  Командорской  впадин,  подводных  хребтов  Шир¬
шова  и  Бауэрс  (последняя  располагается  вне  границ  райони¬
рования).
 Область  Алеутской  впадины.  В  геоморфологическом  отноше¬
нии  область  характеризуется  развитием  плоских  абиссальных
равнин,  соответствующих  днищу  одноименной  глубоководной  впа¬
дины.  Выравнивание  дна  —  результат  накопления  мощной  тол¬
щи  донных  осадков.  Наклон  поверхности  равнины  не  превышает
5'  (Удинцев  и  др.,  1959).  Уклон  дна  несколько  увеличивается
(до  10х)  близ  северной  окраины  котлов'ины  в  связи  с  более  ак¬
тивным  поступлением  в  этот  регион  обломочного  материала  со
стороны  материков.  По  данным  глубоководного  бурения  (Ludwig,
 1974),  осадочная  толща  состоит  из  аргиллитов,  глубоководных
диатомитов,  турбидитов.  Современные  осадки  представлены  диа¬
томовыми  илами  (Гершанович,  1965).  По  геофизическим  данным,
общая  мощность  осадочной  толщи  в  Алеутской  котловине  дости¬
гает  4—6  км  (Гайианов  и  др.,  1970).
 Область  Командорской  впадины.  Командорская  впадина  близ¬
ка  по  геологическому  и  геоморфологическому  строению  к  Алеут¬
ской.  Большую  ее  часть  также  занимает  плоская  абиссальная
равнина,  возникшая  благодаря  накоплению  мощной  толщи  дон¬
ных  отложений.  Однако  мощность  осадочного  покрова  здесь  не¬
сколько  меньше,  чем  в  Алеутской  впадине  (2—3  км;  Гайнанов
и  др.,  1970),  и  на  отдельных  участках  дна  выделяются  пологие
валообразные  возвышенности.  В  западной  части  Командорской
котловины  прослеживается  зона  интенсивных  изостатических
аномалий,  которая  протягивается  параллельно  материковому
склону  от  полуострова  Озерного  до  полуострова  Говена  и  ин¬
терпретируется  некоторыми  исследователями  (Гайнанов  и  др.,
1970;  Гайнанов,  1974)  как  продолжение  Курило-Камчатской
дуги.
 Область  хребта  Ширшова.  Она  вытянута  в  меридиональном
направлении  между  Командорской  и  Алеутской  впадинами  на
расстояние  до  670  км.  Это  крупное  подводное  сводообразное
поднятие  складчато-глыбовой  структуры.  .  По  геологическому
строению  оно  имеет  много  общего  с  Олюторским  хребтом  на  кон¬
тиненте,  который  сложен  вулканогенными  <и  флишевыми  порода¬
ми  мелового  возраста.  По-видимому,  хребет  Ширшова  служит
подводным  продолжением  Олюторского  хребта  (Гайнанов  и  др.,
1970;  Леонтьев,  1970).  По  сейсмическим  данным,  средняя  часть
хребта  отличается  повышенной  мощностью  земной  коры  —  до
20  км  (Гайнанов  и  др.,  1970).
 321

В  северной  части  вершинная  поверхность  хребта  выровнена.
Глубина  над  ней  около  600—700  м,  ширина  этой  части  хребта
около  60  км.  По-видимому,  это  абразионная  выровненная  поверх¬
ность,  образовавшаяся  в  период  нахождения  хребта  в  зоне  вол¬
нового  воздействия.  Последующее  развитие  глубоководной  кот¬
ловины  Берингова  моря  вызвало  погружение  абразионной  поверх¬
ности  (Удинцев  и  др.,  1959).
 Провинция  Алеутской  островной  дуги
 Алеутская  островная  дуга  протягивается  в  виде  огромного
дугообразного  поднятия  субширотного  простирания  на  расстоя¬
ние  свыше  2500  км  (протяженность  только  островной  цепи
2540  км;  Добровольский,  Залогин,  1965).  Горный  хребет  остров¬
ной  дуги  на  западе  подходит  почти  вплотную  к  побережью  Вос¬
точной  Камчатки  и  отделяется  от  нее  глубоким  Камчатским  про¬
ливом,  а  на  востоке  примыкает  к  полуострову  Аляска,  который
является  его  непосредственным  продолжением.
 Большая  часть  островной  дуги  располагается  ниже  уровня
моря;  над  водой  выступают  лишь  наиболее  высокие  ее  вершины,
образующие  длинную  цепь  островов.  В  пределах  Алеутской  гря¬
ды  насчитывается  около  130  больших  и  малых  островов  и  скал
(Ковалев,  1970).
 Относительное  превышение  Алеутской  гряды  над  днищем
глубоководных  котловин  Берингова  моря  в  среднем  5500  м
(Удинцев  и  др.,  1959),  но  по  простиранию  дуги  амплитуды  пре¬
вышения  значительно  колеблются.  Беринговоморский  склон  гря¬
ды  более  крут  и  менее  расчленен,  чем  южный,  где  широко  раз¬
виты  подводные  долины  и  каньоны.  Последние  обычно  являются
продолжением  поперечных  прогибов,  осложняющих  гряду  и  вы¬
раженных  в  донном  рельефе  в  виде  проливов.
 Сейсмические  исследования  свидетельствуют  о  том,  что  Але¬
утская  гряда  подстилается  типичной  для  зрелых  островных  дуг
утолщенной  земной  корой  субконтинентального  типа  (Гайнанов
и  др.,  1970).  Максимальная  мощность  земной  коры  отмечается
в  районе  острова  Адах  и  составляет  30—33  км,  а  в  пределах  Ко¬
мандорских  островов  —  20—23  км.
 Алеутская  островная  дуга  имеет  вулканическое  происхождение
и  отличается  активным  современным  вулканизмом.  Образование
ее  относится  к  концу  кайнозойского  времени,  когда  произо¬
шло  отчленение  Берингова  моря  от  Тихого  океана  (Фейве-
рит,  1974).
 Поперечные  прогибы  разделяют  Командорско-Алеутскую  гря¬
ду  на  три  обособленных  сегмента,  соответствующих  геоморфоло¬
гическим  областям: 	Командорский,  Андреяновский  и  Аляскин¬
 ский.  Ниже  дается  описание  только  Командорской  области.
 Командорская  область  включает  одноименную  группу  остро¬
вов  и  их  подводный  цоколь.  Это  наиболее  изолированная  часть
Алеутской  островной  дуги.  Основным  геолого-геоморфологическим
элементом  области  является  сравнительно  невысокий  и  узкий
 322

хребет  островной  дуги,  обладающий  сложной  блоковой  структу¬
рой  и  малой  шириной  цоколя  —  не  более  90  км  (Удинцев,  1972).
Морфологически  четко  выражены  два  крупных  блока,  кулисооб¬
разно  смещенных  относительно  друг  друга  и  представленных
островами  Беринга  и  Медным  (Эрлих,  Мелекесцев,  1974).  Для
обоих  островов  характерно  широкое  развитие  мощных  осадочно¬
вулканогенных  толщ  палеоген-миоценового  возраста  и  развитие
низкогорного,  местами  —  среднегорного  денудационно-тектони-
ческого  рельефа  (Мелекесцев,  1974).  В  формировании  совре(мен-
ного  рельефа  большую  роль  играли  эрозия,  склоновые  процессы,
деятельность  верхнеплейстоценовых  ледников,  а  в  прибрежной
части  —  моря.
 Современный  вулканизм  отсутствует.  Вулканическая  деятель¬
ность  завершилась  на  этом  участке  островной  дуги,  по-видимому,
в  раннем,  а  возможно,  и  в  среднем  плейстоцене  (Эрлрх,  Мелекес¬
цев,  1974).
 Островной  шельф,  окружающий  группу  островов,  представля¬
ет  собой  выровненную  платформу  шириной  от  2  до  34  км  (Ильин,
1957),  располагающуюся  на  глубинах  до  50—’200  м.  С  севера
шельф  ограничен  прямолинейным  и  крутым  уступом  высотой  до
4000  м,  соответствующим  глубинному  разлому.  С  юга  и  юго-за¬
пада  также  отмечается  несколько  уступов  (высотой  до  600  м),
связанных  с  системой  разломов.
 КАМЧАТСКО-КУРИЛЬСКАЯ  ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКАЯ  СТРАНА
 Часть  Берингова  моря  расположена  в  пределах  Корякской  про¬
винции  Камчатско-Курильской  геоморфологической  страны.
В  геоморфологическом  отношении  она  выделяется  в  качестве
Олюторско-Карагинской  области.  Область  представляет  плоскую
наклонную  абразионно-аккумулятивную  равнину  шельфа.  В  пре¬
делах  шельфа  расположены  остров  Карагинский,  пролив  Литке
и  ряд  мелководных  заливов  —  Кар  ати  некий,  Корфа,  Олютор-
ский  —  с  глубинами  менее  100  м.  Ширина  шельфа  в  районе  Ка-
рашнского  залива  максимальная  и  достигает  135  км  (Удинцев
и  др.,  1959).  Поверхность  шельфа  обычно  плоская,  наклонена
в  сторону  открытого  моря  под  ,  углами  11—ЪТ  и  отличается
з'н  а  ч  ит  ел  ь  ной  в  ы  ров  н  е  нностью.  Ос  нов  н  ы  е  н©р  ов  н  оет  и  рельефа
дна  связаны  с  подводным  продолжением  структур  суши.  Так,
пролив  Литке  и  долинообразное  понижение  в  южной  части  Ка-
рагинского  залива  являются  продолжением  Центральнокамчат¬
ской  депрессии.  Это  грабен-синклинальная  структура,  выполнен¬
ная  толщей  миоцен-плиоценовых  отложений  (Эрлих,  Мелекесцев,
 1974).  Аналогичные  понижения,  хотя  и  более  мелкого  масштаба,
прослеживаются  в  дон-ном  рельефе  залива  Корфа  (Удинцев  и  др.,
1959).  Северо-восточнее  Олюторского  залива  в  поверхность  шель¬
фа  врезано  несколько  широких  подводных  долин.  Внешний  край
шельфа  располагается  на  глубинах  120—150  м  и  выражен  чет¬
ким  перегибом  профиля  дна.
 323

Материковый  склон  области  несколько  растянут  и  осложнен
ступенчатыми  сбросами  и  оползневыми  формами.  Крутизна  скло¬
на  в  среднем  от  2  до  12°,  редко  до  25°  (район  бухты  Сомнения).
На  всем  протяжении  (особенно  в  северо-восточной  части  области)
склон  отличается  довольно  значительным  расчленением.  Здесь
насчитывается  большое  число  мелких  и  крупных  подводных  до¬
лин,  имеющих  обычно  V-образный  поперечный  профиль  и  раз¬
личную  глубину  вреза  (от  100  до  700  м).  Многие  долины  на¬
чинаются  в  пределах  шельфа  и  спускаются  по  материковому
склону  к  его  основанию  до  глубин  2700—3000  м.
 В  границах  Камчатско-Курильской  геоморфологической  стра¬
ны  располагается  также  Кроноцкая  область,  которая  примыкает
к  восточному  побережью  Камчатки  и  входит  в  состав  Камчатской
геоморфологической  провинции.  Эта  область  находится  вне  гра¬
ницы  Берингова  моря,  но  является  непосредственным  юго-запад¬
ным  продолжением  Олюторско-Карагинской  области  и  тесно
с  ней  связана.  Рельеф  морского  дна  в  ее  пределах  представлен
плоскими  и  наклонными  абразионно-аккумулятивными  равнина¬
ми  узкого  шельфа  и  его  крутого,  сильно  расчлененного
склона.
 Материковый  шельф  Восточной  Камчатки  сравнительно  узок.
У  мысов  его  ширина  не  превышает  10  км,  а  в  пределах  заливов
увеличивается  до  20—30  км  (Ильин,  1957,  1961;  Канаев,  1959).
Поверхность  шельфа,  как  правило,  выровнена,  но  местами  встре¬
чаются  участки  с  расчлененным  рельефом  (северо-восточнее  Кро-
ноцкого  мыса  и  Др.).  Расчленение  поверхности  шельфа  усилива¬
ется  'близ  его  внешнего  края,  куда  заходят  верховья  подводных
долин  и  каньонов,  расчленяющих  материковый  склон.  Так,  Кро-
ноцкий  каньон  далеко  вторгается  в  пределы  шельфа,  расчленяя
одноименный  залив  на  две  почти  равные  части.  Наклон  поверх¬
ности  шельфа  в  среднем  30—40',  глубина  его  внешнего  края
обычно  110—160  м.
 Материковый  склон  Восточной  Камчатки  отличается  сложным
геоморфологическим  строением.  Крутизна  его  колеблется  от  4  до
20°.  Склон  осложнен  системой  коротких  подводных  хребтов
и  крупных  подводных  долин,  причем  эти  элементы  рельефа  близ¬
ки  по  простиранию  к  двум  наиболее  характерным  для  Восточной
Камчатки  направлениям  зон  разломов:  северо-восточному  и  суб-
широтному  (Ильин,  1957).  Особенно  четко  выражен  подводный
хребет,  отходящий  к  югу  от  полуострова  Камчатский  Мыс  на
расстояние  более  100  км.  Ширина  его  около  30  км,  относительная
высота  над  дном  соседнего,  параллельного  ему  подводного  кань¬
она  примерно  2000—2500  м.  Хребты  несколько  меньших  размеров
отходят  также  от  мысов  Кроноцкого  и  Шипунского.  Формирова¬
ние  этих  подводных  хребтов  предположительно  увязывается
с  развитием  субмеридиональных  зон  разломов  Камчатки,  а  ши¬
ротных  подводных  долин  —  с  Алеутским  направлением  разломов
(Ильин,  1957).
 324

СЕВЕРОБЕРИНГОВОМОРСКАЯ  СТРАНА
 Североберингоеоморская  страна  охватывает  все  северное  и  се¬
веро-восточное  мелководье  Берингова  'моря,  которое  составляет
примерно  46%  от  общей  площади  дна  этого  моря  (Ковалев,
1970).  В  тектоническом  отношении  эта  территория  занимает  про¬
межуточное  положение  между  соседними  окраинами  Азии  и  Аме¬
рики.  Предполагают,  что  основные  структуры  Чукотского  полу¬
острова  протягиваются  под  дном  этой  части  Берингова  моря  и  на¬
ходят  продолжение  в  пределах  Аляски.  На  морском  дне  структу¬
ры  в  значительной  степени  снивелированы  морскими  и  в  прош¬
лом—  субаэральными  процессами.  Однако  геологические  и  пале¬
онтологические  данные  свидетельствуют  о  существовании  в  прош¬
лом  длительной  и  тесной  связи  между  Азиатским  и  Американским
материками  (Hopkins,  1976;  Фейверит,  1974).  Особенности  распо¬
ложения  описываемой  подводной  территории  на  стыке  двух  круп¬
нейших  материков  не  позволяют  отнести  ее  к  какой-нибудь  одной
материковой  геоморфологической  стране  (например,  к  стране  Го¬
ры  и  равнины  Северо-Востока  СССР),  поэтому  она  выделяется
в  качестве  самостоятельной  страны,  отличающейся  своеобразием
истории  развития  рельефа.
 Северная  часть  дна  Берингова  моря  характеризуется  земной
корой  материкового  типа  мощностью  30—35  км  (Гайнанов  и  др.,
1970).  Рельеф  дна  представлен  обширными  равнинами  матери¬
кового  шельфа,  выработанными  на  разновозрастном  основании
и  ограниченными  со  стороны  глубоководных  впадин  крутым  мате¬
риковым  склоном.  Предполагают,  что  «Берингов  мост»,  т.  е.  се-
вероберинговоморское  мелководье,  в  кайнозое  испытывал  неод¬
нократные  колебания,  что  приводило  к  попеременному  затопле¬
нию  и  осушению  большей  его  части.  Воздействие  морских  и  cv6-
аэральных  процессов  обусловило  значительную  выровненность
рельефа  шельфа.  Предположительно  считают,  что  последнее
крупное  погружение  материковой  окраины  произошло  примерно
в  конце  плиоцена  или  начале  плейстоцена  (Фейверит,  1974).
Плейстоценовые  эвстатические  колебания  уровня  Мирового  оке¬
ана  способствовали  дальнейшему  выравниванию  шельфовой  по¬
верхности.  Шельф  характеризуется  в  основном  терригенными
осадками,  в  накоплении  которых  большую  роль  сыграли  круп¬
ные  реки  Аляски  и  Сибири  (Юкон,.  Кускоквим  и  Анадырь),  по¬
ставлявшие  обломочный  материал  с  суши.  По  геофизическим
данным,  мощность  осадочного  покрова  достигает  1,5  км  (Здоро-
венин,  1974).
 Рассматриваемая  геоморфологическая  страна  делится  на  три
геоморфологические  провинции:  Нортон-Чириковокая,  Анадыр¬
ско-Юконская  и  Корякско-Бристольская.  Провинции  протя¬
гиваются  примерно  параллельно  друг  другу  в  северо-западном
направлении  и  лишь  своими  западными  участками  соприкасают¬
ся  с  берегами  нашей  страны.
 325

НОРТОН-ЧИРИКОВСКАЯ  ПРОВИНЦИЯ
 Нортон-Чириковская  провинция  занимает  сравнительно  не¬
большой  крайний  северо-северо-восточный  участок  дна  Беринго¬
ва  моря  и  протягивается  от  Чукотского  полуострова  до  залива
Нортон.  Провинция  объединяет  в  основном  прибрежные  участки
шельфа  и  характеризуется  глубинами  менее  60  м.  Максималь¬
ная  глубина  Берингова  пролива,  соединяющего  провинцию
с  шельфом  Чукотского  моря,  составляет  38  м  (Удинцев  и  др.,
1959).  В  целом  провинция  представлена  пологими  шельфовыми
ледниково-морскими  равнинами,  развитыми  в  пределах  террито¬
рии  допалеозойской,  палеозойской  и  частично  мезозойской  кон¬
солидации.  Предполагается,  что  в  ее  пределах  продолжается
Охотско-Чукотский  вулканический  пояс,  реликтом  которого  явля¬
ется  остров  Святого  Лаврентия  —  сильно  разрушенный  вулкани¬
ческий  массив  (Удинцев  и  др.,  1959).
 В  пределах  провинции  выделяются  две  геоморфологические
области:  область  бассейна  Чирикова  и  область  залива  Нортон.
Описание  последней  не  приводится,  поскольку  она  не  соприкаса¬
ется  с  берегами  СССР.
 Область  бассейна  Чирикова.  Бассейном  Чирикова  называют
мелководную  северную  часть  Берингова  моря,  ограниченную
с  юга  островом  Святого  Лаврентия,  с  запада  —  Чукотским  полу¬
островом,  а  с  востока  —  полуостровом  Сьюард.  Рельеф  большей
части  области  представлен  слабо  всхолмленной  подводной  рав¬
ниной  с  глубинами  35—50  м.  В  процессе  колебания  уровня  моря
равнина  •неоднократно  осушалась  и  затоплялась,  и  попеременно
обрабатывалась  морскими  и  субаэральными  процессами.  Преоб¬
ладают  моренные  и  зандровые  поверхности  позднечетвертичного
оледенения.  Наиболее  четко  следы  ледниковой  экзарационной
деятельности  сохранились  на  подводном  склоне  Чукотки.  Много¬
численные  фьорды,  расчленяющие  Чукотское  побережье,  связа¬
ны  с  ледниковыми  долинами,  которые  спускаются  под  уровень
моря  и  имеют  типичный  для  ледниковых  трогов  продольный  про¬
филь.  Переуглубление  этих  долин  местами  весьма  значительно  —
до  100  м.  Сложное  ледниково-флювиальное  происхождение  име¬
ют,  по-видимому,  также  желоб  пролива  Чирикова  и  продолжаю¬
щая  его  к  северо-востоку  подводная  долина  Хоуп.
 В  районе  Берингова  пролива  большое  воздействие  на  донный
рельеф  оказывают  также  приливно-отливные  течения.  Их  дея¬
тельностью  предположительно  объясняется  образование  в  вос¬
точной  части  пролива  узких  и  длинных  желобов  и  гряд,  ориенти¬
рованных  с  юго-юго-востока  на  северо-северо-запад.  С  эроди¬
рующей  деятельностью  придонных  приливно-отливных  течений
связаны,  по-видимому,  отсутствие  на  большей  части  дна  Берин¬
гова  пролива  покрова  рыхлых  осадков  и  выходы  на  дне  корен¬
ных  пород  (Шор  мл.,  1974).
 326

Анадырско-Юконская  провинция
 Анадырско-Юконская  провинция  занимает  среднюю  часть
шельфа  Берингова  моря  и  соответствует  полосе  мезозойской  кон¬
солидации.  Провинция  охватывает  шельфовые  равнины  как
в  прибрежной  части  материков,  так  и  в  пределах  открытого
моря.  В  состав  провинции  входят  также  Анадырская  низмен¬
ность  и  аллювиальная  равнина  Юкона,  которые  полого  спуска¬
ются  под  уровень  моря  и  находят  продолжение  непосредственно
на  подводном  склоне.  В  силу  того  что  в  провинцию  объединяют¬
ся  перечисленные  разноуровенные  поверхности,  абсолютные  от¬
метки  провинции  колеблются  от  +100  и  до  —100  м.
 Большая  часть  территории  провинции  занята  выровненными
аккумулятивными  ледниково-морскими  и  аллювиальными  равни¬
нами,  в  разной  степени  осложненными  мелкохолмистым  релье¬
фом.  Сравнительная  однородность  описываемой  территории
в  геоморфологическом  отношении  определяет  условность  границ
самой  провинции  и  ее  более  детального  таксономического  под¬
разделения.
 В  пределах  провинции  выделяются  четыре  геоморфологиче¬
ские  области: 	Канчалан-Анадырская  (была  описана  ранее),
 Анадырская,  Сарычевская,  Юкон-Нунивакская,  а  также  область
Юконской  низменности.  Последние  'две  области  не  входят  в  грани¬
цы  проводимого  нами  районирования  и  не  описываются.
 Анадырская  шельфовая  область.  Дно  Анадырского  залива,
пространственно  соответствующего  выделяемой  области,  пред¬
ставляет  собой  почти  непосредственное  продолжение  Анадыр¬
ской  низменности  и  характеризуется  глубинами  до  100  м.  Это
плоская,  пологоволнистая  равнина,  слабо  наклоненная  к  юго-
востоку  (в  среднем  не  более  20'),  с  широко  развитыми  следами
реликтового  субаэрального  эрозионного  и  ледникового  рельефа.
Несколько  подводных  долин  четко  прослеживается  в  прибреж¬
ной  части  залива.  Наиболее  крупные  из  них  фиксируются  на  про¬
должении  желоба  залива  Креста  и  р.  Анадырь.  Глубина  вреза
долин  свыше  20  м,  ширина  —  около  11  км  (Удинцев  и  др.,  1959).
Рельеф  равнины  осложнен  также  многочисленными  невысокими
холмами  с  округлыми  или  овальными  очертаниями  и  пологими
склонами,  а  также  грядами  на  глубинах  25—30  м,  вытянутыми
вдоль  берега;  гряды,  по-видимому,  являются  реликтами  леднико¬
вого  рельефа  (Удинцев  и  др.,  1959;  Ионин  и  др.,  1971).
 Сарычевская  шельфовая  область.  Сарычевская  область  шель¬
фовых  равнин  морской  аккумуляции  целиком  располагается
в  пределах  открытого  моря  и  характеризуется  глубинами  поряд¬
ка  60—70  м.  Донная  равнина  в  пределах  области  полого  накло¬
нена  к  юго-западу  обычно  под  углом  порядка  Г,  отличается
простым  строением  рельефа  и  значительной  выровненностью.
Однообразие  поверхности  дна  нарушается  лишь  редкими  и  не¬
большими  холмами  высотой  до  15  м.  Наиболее  крупными  под¬
нятиями  дна  являются  остров  Святого  Матвея  и  окружающие
 327

его  мелкие  острова,  которые  поднимаются  над  уровнем  моря  на
высоту  более  400  м  и  представляют  собой  остатки  сильно  разру¬
шенных  вулканических  сооружений.
 Местами  подводная  равнина  осложнена  широкими  пологими
понижениями.  Одно  из  них  расположено  к  северо-востоку  от  ост¬
рова  Святого  Матвея  и  ориентировано  вдоль  общего  уклона  по¬
верхности  морскогодна  (Гершанович,  1965).
 Корякско-Бристольская  провинция
 Корякско-Бристольская  провинция  занимает  крайнюю  юж¬
ную  полосу  обширного  Североберинговоморского  мелководья
в  пределах  полосы  предположительно  кайнозойской  консолида¬
ции.  В  состав  провинции  входят  морские  аккумулятивные  равни¬
ны  внешнего  шельфа  и  уступ  материкового  склона,  а  также  ост¬
рова  Прибылова.
 Поскольку  провинция  объединяет  крупные  разнородные  эле¬
менты  морского  дна  —  прибрежные  (в  заливе  Бристоль)  и  внеш¬
ние  участки  шельфа,  материковый  склон  —  глубины  моря  колеб¬
лются  в  широких  пределах  —  от  0  до  3100  м.  Соответственно
распределяются  и  уклоны  подводной  поверхности:  в  пределах
шельфа  они  не  превышают  5r  (Ditz,  Menard,  1951),  а  на  матери¬
ковом  склоне  возрастают  до  21°  (Удинцев  'И  др.,  1959).
 По  особенностям  строения  рельефа  в  провинции  выделяются
три  области:  Прибыловская,  Бристольская  и  Корякско-Алеут¬
ская.  Бристольская  область  не  соприкасается  с  нашими  берега¬
ми  и  не  описывается.
 Прибыловская  область.  Это  область  холмистых,  преимущест¬
венно  морских  аккумулятивных  равнин  внешнего  шельфа.  Пре¬
обладает  равнинно-холмистый  рельеф,  но  в  окрестностях  остро¬
вов  Прибылова  он  отличается  большей  сложностью.  Здесь  распо¬
лагается  ряд  крупных  крутосклонных  холмов  и  поднятий,  впа¬
дин  и  долин.  Наиболее  крупные  поднятия  —  группа  островов
Прибылова  и  мелководные  банки  к  западу  от  них.
 Почти  вдоль  всей  области  протягивается  полоса  грубых  осад¬
ков,  представленных  песком,  илистым  песком,  иногда  с  гравием
и  галькой.  Появление  этих  осадков  обусловлено  своеобразием
гидродинамического  режима  на  краю  шельфа  в  прошлом  и  на¬
стоящем  (Гершанович,  1965).
 Внешний  край  шельфа  имеет  сложные  очертания  и  отличает¬
ся  четко  выраженной  бровкой,  которая  располагается  в  среднем
на  глубине  около  160  м.
 Корякско-Алеутская  область.  Она  окаймляет  с  юга  северобе-
ринговоморское  мелководье  и  соответствует  материковому  скло¬
ну.  Последний  составляет  около  17%  от  общей  площади  дна
Берингова  моря  (Ковалев,  1970).
 Зона  материкового  склона  имеет  широкий  диапазон  глубин:
от  внешнего  края  шельфа  (в  среднем  150—160  м)  до  3000—
3800  м.  Склон  имеет  в  плане  сложные  очертания.  Геофизические
 328

данные  свидетельствуют,  что  с  резкими  изгибами  склона  совпа¬
дают  повышенные  значения  аномалий  силы  тяжести  (Гайнанов
и  др.,  1970).  Очевидно,  отдельные  участки  склона  имеют  разное
геолого-тектоническое  строение,  что  проявляется  в  различной
ориентировке  и  степени  расчленения  этих  участков.
 Мощность  земной  коры  в  границах  склона  меняется  от  12  до
30  км  (Гайнанов  и  др.,  1970).
 Материковый  склон  имеет  сложно  'расчлененный  рельеф.
Здесь  отмечается  большое  количество  подводных  долин  и  каньо¬
нов,  рассекающих  его  поверхность.  Крупная  подводная  долина
известна  к  югу  от  мыса  Наварин,.  а  южнее  островов  Прибылова
располагается  узкий  и  глубокий  каньон  со  сложно  ветвящимися
верховьями,  заходящими  в  пределы  внешнего  шельфа.
 На  склоне  часто  фиксируются  продольные  уступы  и  отдель¬
ные  глыбовые  поднятия,  особенно  в  юго-восточной  части  обла¬
сти.  Здесь  рельеф  имеет  наиболее  сложное  расчленение  в  ре¬
зультате  интенсивного  тектонического  дробления  (Леонтьев,
1970).
 Крутизна  материкового  склона  значительна.  В  верхней  поло¬
вине  склона  в  среднем  она  составляет  8—15°,  а  местами  возрас¬
тает  до  21°.  Ниже  глубины  2300—2500  м  располагается  пологая
наклонная  равнина  подножья  материкового  склона  —  одна  из
наиболее  важных  зон  активной  аккумуляции  осадочного  мате¬
риала.
 21  1400

Заключение
 В  предлагаемом  читателю  учебном  пособии  показана  сложная
картина  районирования  рельефа  поверхности  нашей  страны  во
всем  его  многообразии.  По  выделенному  в  первой  главе  комп¬
лексу  признаков  территория  Советского  Союза  разделена  на
901  район,  объединенных  в  243  области.  Области,  в  свою  оче¬
редь,  сгруппированы  в  64  геоморфологические  провинции,  со¬
ставляющие  в  совокупности  21  геоморфологическую  страну.
 Из  приведенных  характеристик  геоморфологических  регионов
следует,  что  чем  выше  ранг  региона,  тем  многообразнее  его
рельеф,  тем  сложнее  сочетание  типов  рельефа,  распространенных
в  его  пределах.  Так,  если  для  геоморфологического  района  обыч¬
но  сочетание  трех-четырех  типов  рельефа,  то  в  пределах  геомор¬
фологической  страны  число  типов  рельефа  возрастает  в  несколь¬
ко  раз  и  все  же  в  пределах  любой  страны  представлены  далеко
не  все  типы  рельефа,  наблюдающиеся  на  поверхности  Земли.
На  территории  Советского  Союза  можно  констатировать  практи¬
чески  почти  все  типы  рельефа.  Разное  комбинирование  типов
рельефа  в  разных  странах  и  обусловливает  своеобразие  каждой
из  них.
 Следовательно,  предлагаемые  принципы  районирования  мож¬
но  использовать  для  геоморфологического  районирования  любой
территории.  И  Африка,  и  Северная  и  Южная  Америки,  и  другие
континенты  могут  быть  разделены  на  зоны  —  пояса,  страны,  про¬
винции,  области  и  районы.  При  этом  каждый  рае,  .оклады®  а*ясь  из
типологических  элементов  —  типов  рельефа,  многократно  повто¬
ряющихся  на  территории  нашей  планеты,  (будут  (компоноваться
неповторимые  сочетания  —  геоморфологические  регионы  разного
таксономического  ранга.  При  всем  множестве  таких  региональ¬
ных  комплексов,  как  области  и  районы,  каждый  геоморфологиче¬
ский  регион  строго  индивидуален,  неповторим.  Так,  например,
району  Сусамырской  впадины  в  Центральном  Тянь-Шане  нельзя
где-либо  найти  полного  аналога,  хотя  существует  множество
внутригорных  впадин  и  даже  с  теми  же  типами  рельефа.  То  же
можно  сказать  и  о  регионах  более  крупных  рангов.
 Советский  Союз  омывается  14  морями  и  двумя  океанами.
Учитывая  все  возрастающее  значение  морского  дна  как  источни¬
ка  природных  ресурсов,  мы  включили  в  нашу  систему  райониро¬
вания  также  и  дно  прилегающих  морей.  Хотя  морское  дно  даже
в  наиболее  исследованных  морях  изучено  гораздо  меньше,  чем
поверхность  суши,  и  в  ряде  случаев  мы  вынуждены  проводить
геоморфологическое  районирование  дна  морей  более  схематично,
чем  районирование  суши,  тем  не  менее  сказанное  выше  о  райони¬
ровании  любых  территорий  относится  и  к  вопросу  о  районирова¬
нии  рельефа  дна  морей  и  океанов.  Следовательно,  на  основе  при¬
 330

мененных  в  этой  работе  принципов  геоморфологического  райони¬
рования  можно  осуществить  геоморфологическое  районирование
всей  поверхности  Земли,  всех  ее  континентов  и  океанов.
 Выполненное  геоморфологическое  районирование  использует¬
ся  авторами  для  составления  карты  геоморфологического  рай¬
онирования  СССР,  которая,  как  и  этот  труд,  будет  служить
учебным  пособием  по  курсу  «Геоморфология  СССР».  Так  как
рельеф  —  один  из  ведущих  компонентов  природных  ландшафтов,
во  iMiHoroM  определяющий  черты  и  климата,  и  растительности,
и  почвенного  покрова,  то  данное  учебное  пособие,  а  также  кар¬
та  геоморфологических  районов  СССР  имеют  очень  важное  зна¬
чение  для  проведения  других  видов  физико-географического
(в  том  числе  и  ландшафтного)  районирования.
 Карта  геоморфологических  районов  в  отличие  от  типологи¬
ческой  геоморфологической  карты,  на  которой  показана  слож¬
ная,  хотя  и  закономерная  мозаика  многократно  и  в  разных  рай¬
онах  повторяющихся  типов  рельефа,  дает  представление  о  непо¬
вторимости  и  (индивидуальности  (каждой  территории,  оконтурен¬
ной  границей  геоморфологического  района  или  границами  более
высоких  таксономических  рангов.  Такая  карта  необходима  так¬
же  и  при  решении  задач,  связанных  с  районной  планировкой  ра¬
ционального  использования  земель,  разнообразными  вопросами
строительства,  поисками  полезных  ископаемых,  с  прогнозом  из¬
менений  и  использованием  природной  среды  и  др.
 Геоморфолог  при  решении  перечисленных  задач  не  может
давать  какие-либо  рекомендации  вообще,  'безотносительно  'конк¬
ретных  условий.  Подобные  рекомендации,  как  правило,  не  име¬
ют  большой  ценности  или  практически  не  могут  быть  использо¬
ваны.  Геоморфологическое  районирование  создает  основу  для
выработки  конкретных  практических  рекомендаций,  и  этим  пре¬
жде  всего  и  определяется  его  практическая  ценность.
 Геоморфологическое  районирование  Земли  в  целом  и  состав¬
ление  карты  геоморфологических  районов  Мира—"это  задача
будущих  работ.  Предложенное  районирование  территории  СССР
может  рассматривать™  «ак  решение  части  этой  задачи  и  ©месте
с  тем  как  поиск  наиболее  рациональных  путей  для  ее  выполне.-
ния.

Литература
 Агапова  Г.  ВКулакова  Л.  С.—  Физиографическая 	карта  Каспийского
 моря.—  Океанология,  1973,  №  4.
 Александров  С.  М.  Особенности  новейшей  тектоники  и  морфоструктуры
острова  Сахалин.—  Советская  геология,  1962,  №  2.
 Александров  С.  М.  Остров  Сахалин.  Сер.:  История  развития  рельефа  Сиби¬
ри  и  Дальнего  Востока.  М., 	1973.
 Алексеев  М.  Д.,  Онухов  Ф.  С.,  Уфимцев  Г.  Ф.  Морфотектоника  дна  север¬
ной  части  Охотского  моря.—  ДАН  СССР,  1975,  т.  220,  №  4.
 Алтае-Саянская  горная  область.  Сер.:  История  развития  рельефа  Сибири
и  Дальнего  Востока.  М.,  1969.
 Апродов  В.  А.  Неотектоника,  вулканические  провинции  и  великие  сейсми¬
ческие  пояса  мира.  М.,  1965.
 Архипов  С.  П.  Четвертичный  период  в  Западной  Сибири.  Новосибирск,
 1971.
 Арчиков  Е.  М.,  Ивашинников  Ю.  К.  Особенности  развития  шельфа  юго-
западного  Приохотья  в  зависимости  от  морфоструктурной  основы.—  В  сб.:  Гео¬
графия  и  геоморфология  шельфа.  Тезисы  докл.  Всесоюзного  совещания
XII  Пленума  Геоморфологической  комиссии.  Владивосток,  1975.
 Балавадзе  Б.  КТалтвадзе  Г.  К.  Строение  земной  коры  Закавказско-Кас¬
пийской  впадины  по  геофизическим  данным.—  XXI  (Международный  геологиче¬
ский  конгресс.  Докл.  советских  геологов.  Геофизика.  М.,  1960.
 Баранова  Ю.  П.,  Биске  С.  Ф.  Северо-Восток  СССР.  М.,  1964.
 Белоусов  В.  В.  Развитие  земного  шара  и  тектогенез.—  Советская  геология,
 1960, 	№  7.
 Бениофф  X.  Движения  по  крупнейшим  разломам.  Дрейф  континентов.
М.,  1966.
 Берг  Л.  С.  Опыт  разделения  Сибири  на  ландшафтные  и  морфологические
области.—  В  сб.:  В  честь  70-летия  Д.  Н.  Анучина.  М.,  1913.
 Берсенев  И.  И.  Происхождение  и  развитие  впадины  Японского  моря.—
В  сб.:  Вопросы  геологии  дна  Японского  моря.  'Владивосток,  (1973.
 Богданова  Н.  М.,  Костюченко  В.  П.  Процессы  соленакопления  на  осушив¬
шемся  дне  Аральского  моря  и  их  связь  с  геоморфологическими  и  литологиче¬
скими  условиями.—  Изв.  АН  OGCP.  Сер.  геогр.,  1977,  №  3.
 Борисов  А.  А.  Глубинные  структуры  территории  СССР  по  геофизическим
данным.  М.,  1967.
 Брайцева  О. 	А.,  Мелекесцев 	И. 	В.,  Евтеева  И.  С.,  Лупикина  Е.  Г.  Страти¬
графия  четвертичных  отложений 	и 	оледенения  Камчатки.  М.,  1968.
 Бродская  Н.  Г.  Осадкообразование  в  озерах  засушливой  зоны  СССР.
Аральское  озеро-море.—  В  кн.:  Образование  осадков  в  современных  водоемах.
М,  1954.
 Бродская  Н.  Г.  Донные  отложения  и  процессы  осадкообразования  в  Араль¬
ском  море.  М.,  1959.
 Бурштар  М. 	С.,  Варущенко 	С. 	И.,  Леонтьев  О.  К.  Перспективы  открытия
 на 	дагестанском 	шельфе  нефтяного 	месторождения  Инчхе-море.—  Нефтегазовая
 геология  и  геофизика,  1974,  №  2.
 Варнавский  В.  Г.  Палеогеновые  и  неогеновые  отложения  Среднеамурской
впадины.  М.,  1971.
 Васильев  Б.  М.,  Маркевич  П.  В.  О  геологическом  строении  возвышенности
Ямато  (Японское  море).—  В  сб.:  'Вопросы  геологии  дна  Японского  моря.  Вла¬
дивосток,  1973.
 332

Васильковский  Н.  П.  Еще  раз  о  происхождении  Японского  моря.  Владиво¬
сток,  1973.
 Васьковский  А.  П.  История  геологического  исследования  Северо-Востока
СССР.—  В  сб.:  Краеведческие  записки.  Магадан,  1959.
 Васьковский  А.  П.  Схема  геоморфологического  устройства  и  районирования
Крайнего  Северо-Востока  СССР  (картографическое  выражение).—  Материалы
по  геологии  и  полезным  ископаемым  Северо-Востока  GCCP.  Магадан,  1963.
 Волков  И.  А.  Позднечетвертичная  субаэральная  формация  Западной  Сиби¬
ри.  М.,  1971.
 Воскресенский  С.  С.  Геоморфологическое  районирование  юга  Сибири  (райо¬
нов  сосредоточения  строительства  и  освоения  целинных  земель).—  Вопросы
географии,  1959,  №  46.
 Воскресенский  С.  С.  Геоморфология  Сибири.  М.,  1962.
 Воскресенский  С.  С.  Геоморфология  СССР.  М.,  1968.
 Гайнанов  А.  Г.  Гравиметрические  исследования  строения  земной  коры
в  Тихом,  океане.—  В  кн.:  Тихий  океан.  Геофизика  дна  Тихого  океана.  М.,  1974.
 Гальперин  Е.  И.,  Косминская  И.  П.,  Кракшина  Р.  М.  Основные  характери¬
стики  волн,  зарегистрированных  при  глубинном  сейсмическом  зондировании
в  центральной  части  Каспийского  моря.—  В  сб.:  Глубинное  зондирование  зем¬
ной  коры  в  СССР.  JL,  1962.
 Ганешин  Г.  С.  Основные  этапы  истории  развития  рельефа  Приморья.—
Материалы  Всесоюзного  научн.  исслед.  геол.  ин-та.  Новая  се-p.:  Четвертичная,
геология  и  геоморфология.—  Мат.  по  четвертичной  геологии  и  геоморфологии
СССР.  М.,  1956,  вып.  1.
 Ганешин  Г.  С.,  Чемеков  Ю.  Ф.  Устройство  поверхности  и  геоморфологическое
районирование.—  В  кн.:  Геологическое  строение  северо-западной  части  Тихо¬
океанского  подвижного  пояса.  М., 	1966.
 Геологическое  строение  дна  залива  Анива  (Южный  Сахалин)  по  результа¬
там  комплексных  геофизических  исследований  /  Красный  М.  Л.,  Павлов  Ю.  А.,
Снеговский  С.  С.  и  др.—  ДАН  (СССР,  1975,  т.  222,  №  2.
 Геологическое  строение  островов  Новой  Земли  и  острова  Вайгач.  /  Демо-
кидов  К.  К.,  Романович  Б.  С.,  Бушканец  Ю.  С.  и  др.—  В  кн.:  Геология  Совет¬
ской  Арктики.—  Тр.  НИИГА,  т.  81,  М., 	1957.
 Геологическое  строение  подводного  склона  Каспийского  моря  /  Клено¬
ва  М.  В.,  Соловьев  В.  Ф.,  Алексина  И.  А.  и  др.  М.,  1962.
 Геология  Балтийского  моря.  Вильнюс,  1976.
 Геология  СССР.  М.—Л.,  1941,  т.  XX.
 Геология  СССР.  Острова  Советской  Арктики,  геологическое  описание.  М.,.
1970,  т.  XXIV.
 Геоморфологическая  карта  СССР  масштаба  1  :  4  ООО  ООО  /  Под  ред.  Федо¬
ровича  Б.  А.,  Заруцкой  И.  П.,  ГУГК,  М., 	1960.
 Геоморфологический  очерк  западных  районов  Средней  Азии.  Л.,  1964.
 Геоморфология  Амуро-Зейской  равнины  и  низкогорья  Малого  Хингана
/Под  ред.  Воскресенского  С.  С.  М.,  1973.
 Геоморфология  .Восточной  Сибири.  Якутск,  il  967.
 Геоморфологическое  районирование  СССР  /  Под  ред.  Григорьева  А.  А.,
Маркова  К.  К.  М.—Л.,  1947.
 Герасимов  И.  П.  Развитие  рельефа  Казахского  мелкосопочника  (Централь¬
ный  Казахстан).—  Изв.  АН  СССР.  Сер.  географ,  и  геофиз.,  1937,  №  4.
 Герасимов  И.  П.  Рельеф  и  поверхностные  отложения  европейской  части
СССР.—  В  кн.:  (Почвы  СССР.  М.—JI.,  1939,  т.  1.
 Герасимов  И.  П.  Современные  проблемы  геоморфологии  Казахстана.  Алма-
Ата,  1943.
 Герасимов  И.  П.  Структурные  черты  рельефа  земной  поверхности  на  терри¬
тории  СССР  и 	их 	происхождение.  М., 	1959.
 Гершанович  Д.  Е.  Основные  результаты  морских  геологических  исследова¬
ний  в  Беринговом  море  и  заливе  Аляска.—  В  сб.:  Океанологические  исследова¬
ния.  Результаты 	исследований  по  программе  Международного 	геофизического
 года.  М.,  1965, 	№ 	,13.
 Гончаров  В. 	П., 	Михайлов  О.  В.  К 	методике 	детальной 	эхометрической
 съемки  морского  дна.—  Тр.  ПО  АН  СССР,  1964,  т.  68.
 333

Гончаров  В.  П.,  Непрочное  Ю.  П.,  Непрочнова  А.  В.  Рельеф  дна  и  глубин¬
ное  строение  Черноморской  впадины.  М., 	1972.
 Горные  страны  европейской  части  СССР  и  Кавказ.  М.,  1974.
 Граве  М.  КМакиевский  С.  Н.  Взаимоотношение  основных  элементов
рельефа  и  крупных  тектонических  структур  в  .восточной  части  Балтийского
щита.—  Б  кн.:  Формирование  рельефа  и  четвертичных  отложений  Кольского
полуострова.  М.—Л.,  1966.
 Гуделис  В.  К.  Общие  черты  геологии  и  геоморфологии  дна  центрального
сектора  Балтийского  моря.  Вильнюс,  197Q.
 Гудилин  И.  С.,  Додин  А.  Л.,  Нордега  И.  Г.  Объяснительная  записка  к  гео¬
морфологической  карте  Тувинской  АО.  М., 	1952.
 Дальний  Восток.  Физико-географическая  характеристика.  М.,  1961.
 Демидов  Н.  Т.,  Дмитриев  В.  Д.,  Сафронов  П.  Н.  Морфоструктурные  осо¬
бенности  Пенжинской  рифтовой  зоны.—  В  сб.: 	География  и  геоморфология
 шельфа.  Тезисы  докладов  Всесоюзного  совещания  XII  Пленума  Геоморфологи¬
ческой  Комиссии.  Владивосток,  1975.
 Дибнер  В.  Д.  «Древние  глины»  и  рельеф  Баренцево-Карского  шельфа  —
прямые  доказательства  его  покровного  оледенения  в  плейстоцене.—  Тр.  Аркти¬
ческого  и  Антарктического  ин-та.  Л.,  1968,  т.  285.
 Дибнер  В.  Д.  Геоморфология.—  В  кн.:  Советская  Арктика  (моря  и  острова
Северного  Ледовитого"океана).  М.,  1970.
 Дмитриев  В.  Д.,  Федюкович  О.  А.,  Хершберг  Л.  Б.  Основные  черты  гео¬
морфологии  прибрежного  шельфа  восточноприохотской  области.—  В  сб.:  Геогра¬
фия  и  геоморфология  шельфа.  Тезисы  доклада  Всесоюзного  совещания
XII  Пленума  Геоморфологической  Комиссии.  Владивосток,  1975.
 Добровольский  А.  Д.,  Залогин  Б.  С.  Моря  OGGP.  'М.,  1965.
 Добрынин  Б.  Ф.  Геоморфологическое  районирование  европейской  части
СССР.—В  сб.:  Вопросы  географии  и  картографии.  М.,  1935.
 Емельянов  Е.  М.,  Шимкус  /(.  М.  Новые  данные  о  глубоководных  новоэв-
ксинских  отложениях  Черного  моря.—  Океанология,  1963,  №  3.
 Заварицкий  А.  Н.  Некоторые  факты,  которые  надо  учитывать  при  тектони¬
ческих  построениях.—  Советская  геология,  1947,  №  2.
 Западно-Сибирская  равнина  /  Архипов  С.  А.,  Вдовин  В.  В.,  Мизеров  Б.  В.
и  др.  М.,  1970.
 Здоровенин  В.  В.  Мощности  осадочного  покрова  в  Тихом  океане  по  сейс¬
мическим  данным.—  В  кн.:  Геофизика  дна  Тихого  океана.  М.,  1974.
 Зенкевич  Н.  Л.  Рельеф  дна  северной  части  Японского  моря.—  Тр.  ИО  АН
OCCIP,  1957,  т.  XXII.
 Зенкевич  И.  Л.  Рельеф  дна  Японского  моря.—  В  сб.:  Основные  черты  гео¬
логии  и  гидрологии  Японского  моря.  М., 	1961.
 Зенкович  В.  Я.  Морфология  и  динамика  советских  берегов  Черного  моря.
М.,  1958.
 Золотарев  А.  Г.  Геоморфологическое  районирование  Иркутской  области.—
В  сб.:  Материалы  по  геологии  полезных  ископаемых  Иркутской  области,  1962,
вьгп.  4  (XXXI).
 Золотарев  А.  Г.  Опыт  реконструкции  новейшей,  структуры  Байкало-Патом-
ского  'нагорья  на  первом  этапе  ее  развития  (эоцен-(неоген).—  В  сб.:  Вопросы
геологии  Прибайкалья  и  Забайкалья.  Чита,  1968,  вьш.  3  (5).
 Золотарев  А.  Г.  Рельеф  и  новейшая  структура  Байкало-Латомского  нагорья.
Новосибирск,  1974.
 Иванова  А.  М.,  Устрицкий  В.  М.,  Молдаванцев  Ю.  Е.  Геологическое  строе¬
ние  Полярного  Урала  и  Пай-Хоя.—  В  кн.:  Геология  Советской  Арктики.—  Тр.
НИИГА.  М., 	1957, 	т.  81.
 Ивановский  Л.  Н.  Формы  ледникового  рельефа  и  их  палеогеографическое
значение  на  Алтае.  Л., 	1967.
 Изостазия  и  структура  литосферы  Берингова  моря  и  Алеутской  дуги
/Гайнанов  А.  Г.,  Исаев  Е.  Н.,  Строев  П.  А.  и  др.—  В  сб.:  Морские  гравиметри¬
ческие  исследования,  1970,  вып.  5.
 Ильин  А.  В.  Новые  данные  о  рельефе  морского  дна  в  районе  'Командорских
островов.—  ДАН  СССР,  1957,  т.  116,  №  3.
 334

Ильин  А.  В.  Рельеф  дна  Камчатского  залива.—  Тр.  ИО  АН  СССР,  1961,
т.  50.
 Кавказ.—  В  кн.:  Природные  условия  и  естественные  ресурсы  GGCP.  М.,
1966.
 Канаев  В.  Ф.  Рельеф  дна  Кроноцкого  залива.—  Тр.  ИО  АН  СССР,  1959,
т.  XXXVI.
 Карандеева  М.  С.  Геоморфология  европейской  части  СССР.  М.,  1957.
 Карташов  И.  П.  Рельеф  дна  Охотского  моря  и  история  его  формирова¬
ния.—  В  кн.:  Мезо-  и  кайнозойская  история  и  строение  земной  коры  Охотского
региона.  М., 	1967.
 Каспийское  море  /  Под  ред.  Добровольского  А.  Д.,  Косарева  А.  Н.,  Леон¬
тьева  О.  К.  М.,  1969.
 Кашменская  О.  В.,  Хворостова  3.  М.  Геоморфологический  анализ  при  поис¬
ках  россыпей.  Новосибирск,  1965.
 Кленова  М.  В.  Геология  Баренцева  моря.  Комиссия  по  проблемам  севера
при  Президиуме  АН  COOP.  М., 	1960.
 Ковалевский  С.  А.  Геологические  черты  линимента  38  меридиана  в  районе
Черного  мю-ря.—  ДАН  СССР,  1960,  т.  130,  №  6.
 Кожемяка  Н.  Н.  Четвертичное  оледенение  Срединного  хребта  Камчатки
и  вопросы  расчленения  четвертичных  эффузивов.—  В  кн.:  Стратиграфия  вулка¬
ногенных  формаций  Камчатки.  М., 	1966.
 Конюхов  А.  И.  Фациальная  характеристика  осадков  подводной  окраины
Южного  Приморья  —В  сб.  Проблемы  геологии  шельфа.  М.,  1975.
 Коржуев  С.  С.  Геоморфология  северо-западной  части  Станового  хребта  и  ее
южного  обрамления.—  Тр.  Ин-та  Географии,  вьгп.  70.  Материалы  по  геоморфо¬
логии  и  палеогеографии  СССР.  М.,  1959,  вып.  22.
 Коржуев  С.  С.  .Морфоструктурные  особенности  рельефа  Сибирской  плат¬
формы  'и  неотектоника.—  'Изв.  АН  СССР.  Сер.  географ.,  1960,  №  4.
 Корнутова  Е.  И.  О  древнем  оледенении  гор  юга  Забайкалья.—  Тр.  ВСЕГЕИ,
1961,  вьгп.  64.
 Корякин  В.  С.  Особенности  движения  льда  и  морфологии  ледников  в  об¬
ласти  покровного  оледенения  Новой  Земли.—  В  сб.:  Исследования  ледников
и  ледниковых  районов.  М., 	1962, 	вьгп. 	2.
 Косарев  А.  Н.  Гидрология  Каспийского  и  Аральского  морей.  М.,  1975.
 Краевая  Т.  С.  Сухие  реки  районов  Ключевской  и  Авачинской  групп  вулка¬
нов.—  Вопросы  географии  Камчатки.  Петропавловск-Камчатский,  1964,  №  2.
 Ковалев  А.  Д.  Моря.—  В  кн.:  Север  Дальнего  Востока.  М.,  1970.  Снеговский
С.  С.  и  др.—  ДАН  СССР,  1975,  т.  222,  №  2.
 Кропоткин  П.  Н.,  Власов  Г.  М.  Островные  дуги  западной  окраины  Тихо¬
океанского  пояса.—В  кн.:  Геология  и  'металлогения  Тихоокеанского  рудного
поя-са.  М.,  1963.
 Кулаков  А.  Г1.  Геологическое  развитие  материковой  окраины  Охотского
и  Японского  морей  в  плейстоцене.—  В  об.:  Проблемы  геологии  шельфа.  М.,
1975.
 Курдюков  К.  В.  Схема  расчленения  четвертичных  (аитропогеновых)  отло¬
жений  Северной  /Киргизии.—ДАН  СССР,  1962,  №  ,  1.
 Кушев  С.  Л.,  Леонов  Б.  Н.  Рельеф  и  геологическое'строение.—  В  кн.:  Сред¬
няя  Сибирь.  М.,  1964.
 Ласкарев  В.  Д.  О  геоморфологическом  разделении  'площади  Европейской
России.—  Геологический  Вестник,  '1916,  т.  2,  вып.  5—6.
 Лебедев  В.  Г.  О  принципах  геоморфологического  районирования.—Вестник
Московского  ун-та.  Сер.  географ.,  1962,  №  \2.
 Лебедев  В.  Г.  Геоморфологическое  районирование  СССР.—  Вестник  Москов¬
ского  ун-та.  Сер.  географ.,  ,1972,  №  1.
 Лебедев  Л.  И.  Геология  дна  Среднего  Каспия.  М.,  1965.
 Лебедев  Л.  И.,  Маев  Е.  Г.  Четвертичные  отложения  Апшеронского  порога
Каспийского  моря.—  ДАН  СССР,  1963,  т.  151,  №  15.
 Леонов  Б.  Н.  Вопросы  генезиса  рельефа  и  геоморфологическое  районирова¬
ние  Сибирской  платформы.—  Тр.  Всесоюзного  аэрогеологического  треста.  М.,
 1961, 	вып.  7.
 335

Леонтьев  О.  К.  О  происхождении  некоторых  островов  в  северной  части
Каспийского  моря.—  Тр.  океанографической  комиссии,  1957,  т.  2.
 Леонтьев  О.  К.  Древние  береговые  линии  четвертичных  трансгрессий  Кас¬
пийского  моря.—  Тр.  .ин-та  геологии  Эстонской  ССР,  1961,  т.  VIII.
 Леонтьев  О.  К.  Рельеф  и  геологическая  структура  дна  Каспийского  моря.—
Вестник  Московского  ун-та.  Сер.  географ.,  1964, 	№  5.
 Леонтьев 	О. 	К. 	Геоморфология  морского  дна. 	М.,  1965.
 Леонтьев 	О. 	К. 	Дно  океана.  М.,  il968.
 Леонтьев 	О. 	К. 	Берингово  море.  iBCS,  изд.  3, 	1970,  т. 	2.
 Леонтьев  О.  К.,  Воскресенский  С.  С.,  Спиридонов  А.  И.,  Ананьев  Г.  С.
Об  основных  принципах  геоморфологического  районирования  территории  СССР
и  прилегающих  морей.—  Вестник  МГУ.  Сер.  географ.,  1975,  №  2.
 Леонтьев  О.  К.,  Мякокин  В.  С.  Предполагаемые  соотношения  тектонических
структур  Североазербайджанского  и  Дагестанского  побережий  Каспия,  по  дан¬
ным  структурно-геоморфологического  анализа.—  В  сб.:  Комплексные  исследо¬
вания  Каспийского  моря,  ,1970,  вып.  1.
 Леонтьев  О.  К.,  Сафьянов  Г.  А.  Каньоны  под  морем.  М.,  1973.
 Ливеровский  Ю.  А.,  Колесников  Б.  П.  Природа  южной  половины  советского
Дальнего  Востока.  Физико-географическая  характеристика.  М.,  1949.
 Липкий  Ю.  С.  Геоморфологическое  районирование  котловины  Японского
моря.—  В  сб.:  Вопросы  геологии  дна  Японского  моря.  Владивосток,  1973.
 Лисицын  А.  П.,  Удинцев  Г.  Б.  О  древних  береговых  линиях  на  дне  Охот¬
ского  моря.—  Изв.  АН  ОССР.  'Сер.  географ.,  1953,  №  1.
 Литинский  В.  А.  Геолого-тектоническое  строение  дна  шельфа  арктических
морей  Восточной  Сибири  по  геофизическим  данным.—IB  сб.:  Тектоника  Восточ¬
ной  Сибири  и  Дальнего  Востока  СССР.  Новосибирск,  1967.
 Литинский  В.  А.  и  др.  Геолого-тектонические  структуры  морей  Лаптевых
и  западной  части  Восточно-Сибирского  по  геофизическим  данным.  Тезисы  док¬
ладов  II  научно-технического  совета  по  морской  геофизике.  Геленджик,
1966.
 Логачев  Н.  А.  Нагорья  Прибайкалья  и  Забайкалья.  М.,  1974.
 Лунгерсгаузен  Г.  Ф.,  Леонов  Б.  Н.  Основные  черты  геоморфологии  Сибир¬
ской  платформы.  М.,  1959.
 Луппов  Н.  П.,  Эберзин  А.  Г.  О  присутствии  апшерюнских  отложений
в  Сарыкамышской  и  Аральской  впадинах.—  ДАН  СССР,  1945,  т.  5а,  вып.  6.
 Лымарев  В.  И.  Берега  Аральского  моря  —  внутреннего  водоема  аридной
зоны.  Л.,  1967.
 Магнитное  поле  Тихого  океана  /  Иванов  М.  М.,  Верлсбицкий  Е.  В.,  Иса¬
ев  Е.  Н.  и  др.—  В  кн.:  Геофизика  дна  Тихого  океана.  М.,  1974.
 Маев  Е.  Г.  Особенности  осадкообразования  в  Южном  Каспии.—  ДАН
СССР,  1960,  т.  .1,30,  №  1.
 Маев  Е.  Г.  О  проявлении  конседиментационной  складчатости  на  дне  Южно¬
го  Каспия.—ДАН  СССР,  1961,  т.  137,  №  1.
 Мазарович  А.  Н.  Основы  региональной  геологии  материков.  М.,  1952,  т.  2.
 Маловицкая  Я.  П.  Оценка  перспектив  нефтегазоносности  Каспия  (на  основе
анализа  его  глубинной  структуры).—  Геология  нефти  и  газа,  1964,  №  6.
 Мелекесцев  И.  В.  Геоморфологический  очерк  Курило-Камчатской  области.—
В  кн.:  Камчатка,  'Курильские  и  Командорские  острова.  М.,  1974.
 Мелекесцев  И.  В.  Четвертичные  оледенения  и  проблема  возраста  вулканов
Ключевской  группы.—  В  кн.: 	Четвертичный  'вулканизм  некоторых  районов
 СССР.  М.,  1965.
 Мелекесцев  И.  В.  Рельеф  и  современная  структура  Курило-Камчатской
области.  Геоморфологический 	очерк.—  В 	кн.: 	Камчатка, 	Курильские 	и 	Коман¬
дорские  острова.  М., 	1974.
 Мещеряков  Ю.  А.  Структурная  геоморфология 	равнинных 	стран. 	М., 	1965.
 Мещеряков  Ю.  А.  Рельеф  СССР.  М.,  1972.
 Михайлов  Н.  И.  Горы  Южной  Сибири.  М.,  1961.
 Муратов  М.  В.  История  формирования  глубокой  котловины  Черного  моря
в  сравнении  со  впадинами  Средиземного  моря.—  Геотектоника.  1972,  №  5.
 Нагорья  Прибайкалья  и  Забайкалья  /  Базаров  Д.  Б.,  Антощенко-Оленев  В.  И
Ендриховский  А.  С.  и  др. 	iM.,  1974.
 336

Нагорья  Прибайкалья  и  Забайкалья.  Сер.  История  развития  рельефа
Сибири  и  Дальнего  Востока  /  Отв.  ред.  Флореисов  И.  А.  М.,  '1974.
 Нацкий  А.  Д.  Геологический  очерк  Данатинской  антиклинали.  Л  г,  1915.
 Невесский  Е.  Н.  Последняя  фаза  истории  Черного  моря  по  данным  иссле¬
дования  прибрежной  зоны.  Мат.  по  изучению  четвертичного  'периода,  1961,  т.  2.
 Невесский  Е.  Н.,  Медведев  В.  СКалиненко  В.  В.  Белое  море.  М.,  1977.
 Никитин  С.  Н.  Послетретичные  отложения  Германии  в  их  соотношении
с  соответствующими  образованиями  России.—  Изв.  геологического  комитета,
1886,  т.  5.
 Никифоров  Л.  Г.  Некоторые  особенности  динамики  береговой  зоны  Крас-
новодского  полуострова.—  Научные  доклады  высшей  школы,  геолого-географ.
науки,  1959,  №  2.
 Никольская  В.  В.  Рельеф.—  В  кн.: 	Дальний  Восток.  М., 	1961.
 Никольская  В.  В.  М  орфоскул  ьптур  а 	бассейна  Амура.  М., 	1972.
 Николаев  Н.  И.  Основные  черты  истории  рельефа  СССР  и  его  геоморфоло¬
гическое  районирование.—  Вопросы  географии,  1956,  сб.  39.
 Николаев  Н.  И.  Неотектоника  и  ее  выражение  в  структуре  и  рельефе  тер¬
ритории  СССР.  М., 	1962.
 Никонова  Р.  И.  Поверхности  выравнивания  в  рельефе  Южного  Приморья.
М.,  1966.
 Никшич  И.  И.  Бассейн  рек  Сумбара  и  Чандыра.  Гидрогеологические  иссле¬
дования  в  Кара-Калинском  р-не  Туркменской  ОСР  в  1925  г.—  Тр.  Всесоюзного
геолого-разведочного  объединения  НКТП,  .1932,  вып.  174.
 Новые  данные  по  рельефу  дна  и 	строению  осадочной 	толщи 	центральной
 части  Балтийского  моря  /  Блао/счишин 	А.  И.,  Литвин  В.  М.,  Лукошявичус 	Л.
 и  др.  Вильнюс,  1970.
 Обручев  С.  В.  Орография  и  геоморфология  восточной 	половины  Восточ¬
 ного  Саяна.—Изв.  ВГО,  1946,  т.  78,  вып.  5—6.
 Объяснительная  записка  к  геоморфологической  карте  Западно-Сибирской
равнины  м-ба  1  :  1  500  000  /  Гл.  ред.  Варламов  И.  Н.  Новосибирск,  1972.
 Огаринов  И.  С.  Глубинное  строение  Урала.  М.,  1974.
 Огнев  В.  Н.  Альпийские  структуры  северных  хребтов 	Южного  Алтая.—
 В  кн.:  Вопросы  геологии  Азии.  М.,  1955,  т.  .2.
 Океанографическая  энциклопедия.  JI;,  1974.
 Олюнин  В.  Н.  Древнее  оледенение  и  молодой  вулканизм  Камчатки.—  Изв.
АН  СССР.  Сер.  географ.,  1965,  №  1.
 Основные  черты  строения  земной  коры  Охотского  моря  и  -Курило-'Камчат-
ской  зоны  Тихого  океана  по  данным  глубинного  сейсмического  зондирования
/  Косминская  И.  П.,  Зверев  С.  М.,  Вейцман  П.  С.  и  др.—  Из'в.  АН  СССР.  Сер.
геофизич.,  1963,  №  1.
 Особенности  формирования  рельефа  и  современных  осадков  прибрежной
зоны  дальневосточных  морей  /  Ионин  А.  С.,  Каплин  П.  А.,  Леонтьев  О.  К.  и  др.
М.,  1971.
 Павловский  Е.  В.,  Фролова  Н.  В.  Геологический  очерк  Лено-Ангаро-Бай-
кальского  водораздела.  М.,  .1955.
 Панов  Д.  Г.  Геоморфологическое  районирование  Советского  Союза.—
Уч.  зап.  Ростовского  ун-та.  Сер.  географ.,  '1958,  т.  55,  вып.  10.
 Панов  Д.  Г.  История  развития  Азовского  моря  в  голоцене.—  Океанология*
1965,  т.  5,  вып.  4.
 Пармузин  Ю.  П.  Физико-географическое  районирование  Дальнего  Восто¬
ка.—  В  кн.: 	Материалы  по  физико-географическому  районированию  СССР
 («Сибирь  и  Дальний  Восток).  М., 	1964.
 Пармузин  Ю.  П.  Северо-Восток  и  Камчатка.  М.,  1967.
 Петрушевский  Б.  А.  Мезозойско-кайнозойская  структура  Казахского  на¬
горья.—  В  кн.:  Вопросы  геологии  Азии,  1954,  т.  1.
 Плоскогорья  и  низменности  Восточной  Сибири.  М.,  1971.
 Подводный  рельеф  Курило-Камчатской  дуги  и  ее  вулканизм  /  Затон-
ский  Л.  К.,  Канаев  В.  Ф.,  Тихонов  В.  М.,  Удинцев  Г.  Б.  Океанология,  1961,
т.  1,  вып.  2.
 Равнины  европейской  части  СССР.—  В  кн.:  Геоморфология  СССР.  М.,  1974.
 Равнины  и  горы  Сибири.—  В  кн.:  Геоморфология  СССР.  М.,  1975.
 337

Равнины  и  горы  Средней  Азии  и  Казахстана  /  Отв.  ред.  Коржуев  С.  С.-
Геоморфология  СССР  М.,  1975.
 Рельеф  земли.  (Морфоструктура  и  морфоскульптура)/Ред.  Герасимов  И.  П.,
Мещеряков  Ю.  А.  М.,  1967.
 Репечка  М.  А.  Современные  донные  отложения  Японского  моря.—  В  сб.:
Вопросы  геологии  дна  Японского  мори.  |Владивосток,  1973.
 Рихтер  В.  Г.  Новые  данные  о  древних  береговых  линиях  на  дне  Каспий¬
ского  моря  —  Изв.  АН  СССР.  Сер.  географ.,  1954,  №  б.
 Рихтер  В.  Г.,  Маев  Е.  Г.  Геологическое  строение  восточного  побережья
Среднего  Каспия.—  В  кн.:  Геологическое  строение  подводного  склона  Каспий¬
ского  моря.—  М.,  1962.
 Сакс  В.  Н.  Четвертичный  период  в  Советской  Арктике.—  Тр.  Арктического
ин-та  ГУСМП.  М.—Л.,  1948.
 Сваричевская  3.  А.  Геоморфология  Казахстана  и  Средней  Азии.  Л.,  1965.
 Свиридов  Н.  И.  Строение  и  мощность  четвертичных  отложений  Балтийского
моря  по  данным  непрерывного  сейсмопрофилирования.—  Океанология,  1975,
т.  XV,  вып.  3.
 Север  Дальнего  Востока  /  Под  ред.  Шило  Н.  А.  М.,  1970.
 Север  европейской  части  СССР  (природные  условия  и  естественные  ресурсы
СССР).  М.,  1966.
 Селиверстов  Ю.  П.  Геоморфологическое  строение  востока  Южного  Алтая.—
Информационный  сборник  ВСЕГЕИ.  Л.,  1960,  №  29.
 Семенов-Тянь-Шанский  В.  П.  Типы  'местностей  Европейской  России  и  Кав¬
каза.—  Зап.  Русского  Географ.  О'б-ва  по  общей  географии,  1915,  т.  51.
 Сиско  Р.  К.  Геоморфологическая  характеристика  о.  Столбового  (Новоси¬
бирские  о-ва).—  Тр.  Арктического  и  Антарктического  НИИ.  Л.,  1968,  т.  285.
 Скорнякова  Н.  С.  К  четвертичной  истории  Каспийского  моря.—  ДАН  СССР,
1955,  т.  102,  №  2.
 Скорнякова  И.  С.  Геологическое  строение  и  современные  осадки  подвод¬
ного  склона  западного  побережья  средней  части  Каспийского  моря.—  В  кн.:
Геологическое  строение  подводного  склона  Каспийского  моря.  М.,  1962.
 Соболев  Д.  И.  Ледниковая  формация  западной  Европы  и  геоморфологиче¬
ское  расчленение  Русской  равнины.—  Изв.  РГО,  1924,  т.  56.
 Соколов  В.  Н.  Геологическое  строение  северной  части  Западно-Сибирской
низменности.—  Тр.  НИИГА,  1957,  т.  81.
 Соколов  Н.  Н.  О  геоморфологических  провинциях  Русской  равнины.—  Тр.
Почвенного  ин-та  АН  СССР,  1948,  т.  27.
 Соколов  Н.  Н.  Принципы  геоморфологического  разделения  Русской  равни¬
ны.—  В  сб.:  Материалы  Всесоюзного  совещания  по  изучению  четвертичного
периода.  М., 	1961,  т.  2.
 Соловьев  В.  Ф.  Рельеф  и  геологическое  строение  Апшеронского  порога.—
Изв. 	АН  СССР. 	Сер.  геолог.,  1954,  №  5.
 Соловьев  В. 	Ф.,  Кулакова  Л.  С.  Геологическое 	строение  подводного  склона
 Западнотуркменской  депрессии.—  В  кн.: 	Геологическое  строение  подводного
 склона  Каспийского  моря.  М., 	1961.
 Соловьев  О.  НГайнанов  А.  Г.  Глубинное  геологическое  строение  переход¬
ной  зоны  от  азиатского  материка  к  Тихому  океану  в  районе  Курило-Камчат¬
ской 	островной 	дуги.—Советская  геология, 	1962, 	№ 	2.
 Сочава  Б.  В.  Природное  районирование  Дальнего  Востока  (конференция
по  развитию  производительных  сил  Дальнего  Востока),  Иркутск,  1962.
 Спиридонов  А.  И.  Геоморфологическое  картографирование.  М.,  1952.
 Спиридонов  А.  И.  Геоморфологическое  районирование  Восточно-Европей¬
ской 	равнины.— 	Землеведение.  Новая  сер., 	1969, 	т. 	VIII.
 Средняя  полоса  европейской  части  СССР  (природные  условия  и  естествен¬
ные  ресурсы  СССР).  М., 	1967.
 Стрелков  С.  А.  Север  Сибири.—  В  кн.:  История  развития  рельефа  Сибири
и  Дальнего  Востока.  М.,  .1965.
 Строение  земной  коры  в  области  перехода  от  Азиатского  континента
к  Тихому  океану.  М., 	1964.
 Сычев  П.  М.  Особенности  строения  и  развития  земной  коры  Сахалина
и  прилегающих  к  нему  акваторий.  М.,  1966.
 338

Сычев  П.  М.  Некоторые  вопросы  тектоники  Сахалина  и  прилегающих  аква¬
торий  в  свете  геофизических  данных.—  В  кн.:  Геология  зоны  перехода  от  Азиат¬
ского  'материка  к  Тихому 	океану.  М., 	1968.
 .  Тектоника  и  нефтегазоносность  окраинных  и  структурных  морей  СССР
/Под  ред.  Федынского  В.  В.  и  Левина  Л.  Э.  М.,  1970.
 Тектоническое  районирование  залива  Шелихова  и  прилегающих  районов  (по
геофизическим  данным)  /  Беляев 	И. 	В.,  Корсаков  О. 	Д., 	Чиков 	Б.  М. 	и 	др.—
 ДАН  СССР,  1966,  т.  171, 	№  15.
 Тесленко  А.  В.,  Нечаев 	В. 	В. 	Тектоническая  схема 	акватории  Азовского
 моря.—  Советская  геология,  1964,  №  9.
 Туезов  И.  К.  Литосфера  Азиатско-Тихоокеанской  зоны  перехода.  Новоси¬
бирск,  1975.
 Удинцев  Г.  Б.  Рельеф  дна  Охотского  моря.—  Тр.  ИО  АН  СССР,  1957,
т.  XXII.
 Удинцев  Г.  Б.  Исследования  рельефа  дна  морей  и  океанов.  Итоги  науки.
Достижения  океанологии.  М., 	1959, 	ч.  1.
 Удинцев  Г.  Б.  Рельеф  и  тектоника  дна  Дальневосточных  морей  и  смежных
районов  Тихого  океана.—  Океанология,  1961,  т.  I,  вып.  3.
 Удинцев  Г.  Б.  Геоморфология  и  тектоника  дна  Тихого  океана.  М.,  1972.
 Удинцев  Г.  Б.,  Бойченко  И.  Г.,  Канаев  В.  Ф.  Рельеф  дна  'Берингова  моря.—
Тр.  ИО  АН  СССР,  1959,  т.  XXIV.
 Украина  и  Молдавия  (природные  условия  и  естественные  ресурсы  СССР).
М.,  1972.
 Федорович  Б.  А.  Древние  реки  в  пустынях  Турана.—  Мат.  по  четвертичному
периоду  СССР.  М., 	1952, 	вып.  3.
 Федорович  Б.  А.  Геоморфология.  Общая  характеристика  рельефа  и  процес¬
сов  рельефообразования.—В  кн.:  Геоморфология  СССР.  Туркмения.  М.,  1957,
т.  22.
 Фейверит  Ф.  Берингово  море.—В  кн.:  Океанографическая  энциклопедия.
Л.,  1974.
 Флоренсов  Н.  А.  Геоморфология  и  новейшая  тектоника  Забайкалья.—
Изв.  АН  СССР.  Сер.  геолог.,  1948,  №  2.
 Флоренсов  Н.  А.  Мезозойские  и  кайнозойские  впадины  Прибайкалья.
М.—Л.,  1960.
 Фотиади  Э.  Э.  Новые  данные  о  строении  промежуточного  (II  структурного)
яруса  Западносибирской  плиты.—  ДАН  СССР,  1967,  т.  171,  №  4.
 Фролов  Ю.  С.  Новые  фундаментальные  данные  по  морфометрии  Мирового
океана.—  Вестник  ЛГУ.  Сер.  геолог,  и  географ.,  1971,  т.  6,  вып.  1.
 Хейзен  Б.,  Тарп  М.,  Юинг  М.  Дно  Атлантического  океана.  М.,  1962.
 Хрусталев  Ю.  П.  Стратиграфия  и  некоторые  палеогеографические  особен¬
ности  развития  верхнечетвертичных  и  голоценовых  отложений  акватории  Азов¬
ского  моря.  Совещание  по  изучению  геологии  побережий  и  дна  Черного  и  Азов¬
ского  морей  в  пределах  УССР.  Одесса,  1965.
 Хрусталев  Ю.  П.,  Щербаков  Ф.  А.  Позднечетвертичные  отложения  Азов¬
ского  моря  и  условия  их  накопления.  Ростов-на-Дону,  1974.
 Худяков  Г.  И.  О  морфоструктурном  районировании  южной  части  советского
Дальнего  Востока.—  В  сб.:  (Проблемы  геоморфологии  и  неотектоники  орогенных
областей  Сибири  и  Дальнего  Востока.  Новосибирск,  1968.
 Чемеков  Ю.  Ф.  Опыт  геоморфологического  районирования  южной  части
советского  Дальнего  Востока.—  Мат.  Всесоюзного  научно-исследовательского
геологич.  ин-та.  Новая  сер.  М.,  1956,  вып.  1.
 Чемеков  Ю.  Ф.  История  развития  рельефа  'Сибири 	и 	Дальнего 	Востока. 	М.,
 1975.
 Шарков  В.  В.  Геология  подводного  склона  западного  берега  Каспийского
моря.,  М.—Л., 	1964.
 Шевченко  В.  К.  К  вопросу  о  древних  денудационных  поверхностях  вырав¬
нивания  на  северном  Сихотэ-Алине.—  Вестник  МГУ.  Сер.  5,  географ.,  1965,  №  4.
 Шнитников  А.  В.  Ритм  Каспия  в  послевалдайское  время  (эпоха  поствюр-
ма).—В  сб.:  Памяти  Л.  С.  Берга.  Л.,  >1956,  т.  I—Щ.
 Шор-мл.  Г.  Г.  Геологическое  строение  дна  Берингова 	моря.— 	В 	кн.: 	Океа¬
нографическая  энциклопедия.  Л., 	1974.
 339

Щукин  И.  С.  Общая  геоморфология.  (М.,  1960,  т.  1.
 Эрлих  Э.  Н.  О  зональности  'Курило-Камчатской  вулканической  провинции.—
В  кн.:  Геология  зоны  перехода  от  Азиатского  материка  к  Тихому  океану.  М.,
1968.
 Эрлих  Э.  Н.,  Мелекесцев  Н.  В.  Рельеф  и  современная  структура  Курило-
Камчатской  области.  (Соотношение  современной  структуры  и  морфоструктуры.—
В  кн.:  Камчатка,  Курильские  и  Командорские  острова.  М.,  1974.
 Юг  Дальнего  Востока.  Сер.  История  развития  рельефа  Сибири  и  Дальнего
Востока.  М.,  1972.
 Юго-восток  европейской  части  СССР  (природные  условия  и  естественные
ресурсы  СССР).  М.,  1971.
 Dietz  R.  S.,  Menard  Н.  W.  Origin  of  the  abrupt  change  in  slope  at  the
continental  shelf  margin.  Bull.  Amer.  Assoc.  Petroleum  Geol.  2,  1951,  v.  35.
 Hopkins  О.  M.  The  Bering  land  bridge.  Stanford,  California,  1967.
 Gutenberg  B.  Postglacial  uplift  in  the  Great  Lakes  region.  Arch.  Meteorol.
Geophys.  Bioklimatol.,  ser.  A,  7,  1954.
 The  Blake  Sea.  Edit.  D.  Ross.  U.S.A.,  1974.
 Ludwig  W.  J.  Structure  of  Bering  sea  Basins.  The  geology  of  continental
margins,  Springer-Verlar  N.—Y;  Inc.,  1974.
 Winterhalter  B.  Geology  of  the  Bothnlan  Sea.  Geol.  Survey  of  Finland,
 1972, 	bull.  258.

ОГЛАВЛЕНИЕ
 Стр.
 ВВЕДЕНИЕ—О.  Л*.  Леонтьев.  . 	3
 ЧАСТЬ  ПЕРВАЯ
ИСТОРИЯ  и  ОСНОВНЫЕ  ПРИНЦИПЫ
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОГО  РАЙОНИРОВАНИЯ
 Глава  1.  К  истории  геоморфологического  районирования  СССР.—
 А.  И.  Спиридонов  		5
 Глава  2.  Основные  принципы  геоморфологического  районирования  тер¬
ритории  СССР  и  прилегающих  морей.—  Г.  С.  Ананьев,  О.  К.  Леонтьев,
 С.  С.  Воскресенский,  А.  И.  Спиридонов 		8
 ЧАСТЬ  ВТОРАЯ
РЕГИОНАЛЬНАЯ  ХАРАКТЕРИСТИКА  ТЕРРИТОРИИ  СССР
 РАЗДЕЛ  I.  СУША 		19
 Глава  3.  Зона  платформенных  равнин,  плоскогорий  и  остаточных  гор
 Северной  Евразии.—  А.  И.  Спиридонов  		19
 Страна  Фенноскандия.—  А.  И.  Спиридонов  		19
 Страна  Русская  равнина 		27
 Северорусская  провинция  			28
 Среднерусская  провинция 		40
 Южнорусская  провинция 			56
 Азово-Черноморская  подпровинция 		56
 Каспийская  подпровинция 				57
 Новоземельско-Уральокая  страна.—  Г.  С.  Ананьев 		62
 Новоземельоко-Пайхойекая  провинция 		64
 Провинция  осевой  зоны  Урала 		67
 Западноуральская  провинция  .... 			70
 Восточноуральская  провинция  . 	: 		74
 Страна  Западно-Сибирская  равнина.—  С.  С.  Воскресенский,  И.  И.  Спас¬
ская,  Н.  С.  Ульянова  			. 	76
 Северная  геоморфологическая  провинция 		79
 Южная  геоморфологическая  провинция 		83
 Страна  Туранская  равнина.—  Т.  С.  Андреева,  С.  С.  Воскресенский  .  . 	87
 Арал-Каракумокая  провинция  	 		90
 Устюрт-Мангышлаиская  провинция 		92
 Тургай-Бетпакдалинская  провинция 		99
 ■Кызылкум-Муюнкумская  провинция  предгорных  наклонных  равнин  . 	102
 Страна  цокольные  и  денудационные  равнины  и  низкогорья  Центрально¬
го  Казахстана.—  Т.  С.  Андреева,  С.  С.  Воскресенский  	il04
 Провинция  Центральноприбалхашская  (Юго-Восточная) 		109
 Провинция  Северо-Западный  Казахстан 		112
 Страна  равнины  —  плоскогорья  и  низменности  Восточной  Сибири.—
 С.  С.  Воскресенский  . 				117
 Провинция  Среднесибирское  плоскогорье 		119
 Провинция  Якутская  равнина 	■. 		126
 Провинция  Север  Средней  Сибири 	1129
 Глава  4.  Зона  Альпийско-Гималайского  горного  пояса.—  Г.  С.  Ананьев  130
 Карпатская  горная  страна.—  Г.  С.  Ананьев  . 	. 	132
 Крымско-Кавказская  страна.—  А.  И.  Спиридонов 	135
 Провинция  Крымско-Кавказских  гор  .  . 	138
 341

Провинция  Закавказской  межгорной  депрессии  		il 	43
 Страна  Малоазиатское  иагорье.—  О.  К-  Леонтьев 		145
 Провинция  Закавказского  нагорья 		145
 Подпровинция  передовых  хребтов  Малого  Кавказа  ..... 	145
 Подоровинция  Армянского  вулкано-тектонического  нагорья  . 	. 	146
 Страна  Иранское  нагорье.—  О.  К.  Леонтьев 		147
 Туркмено-Хорасанская  провинция  гор,  межгорных  и  предгорных
 равнин  			147
 Памир-Гиндукушская  страна.—  С.  С.  Воскресенский  . 			152
 Гиндукушская  провинция  .  . 	.  ■ 				152
 Памиро-Таджикская  провинция 			.... 	152
 Глава  5.  Зона  Тягьынанско-Забайкальского  пояса  возрожденных  гор.—
 С.  С.  Воскресенский 		157
 Страна  -возрожденных  гор  Средней  Азии.—  И.  И.  Спасская,  Н.  С.  Ульянова  157
 Джунгаро-Зайсанская  провинция  . 			158
 Тяныианская  провинция  . 		160
 Алайская  провинция  . 	. 			164
 Страна  горы  Южной  Сибири.—  С.  С.  Воскресенский 		171
 Провинция  горная  система  Алтай 		174
 Провинция  Кузнецко-Минусинская 		177
 Провинция  Западный  Саян  и  горы  Тувы  .  . 				178
 Провинция  Восточный  Саян 	1182
 Провинция  Байкало-Патомское  нагорье 		185
 Провивция  Байкальская  горная  система  (Прибайкалье) 	187
 Забайкальская  провинция 			192
 Подпровинция  Западнозабайкальская  ... 			192
 Подпровинция  Центральнозабай'кальская 	. 	. 	. 	.... 	194
 Подпровинция  Восточнозабайкальская 	. 	. 	. 	.... 	196
 Глава  6.  Зона 	Дальневосточного  горного  пояса.—  С. 	С.  Воскресенский 	. 	198
 Страна  гор  и 	низменностей  Дальнего  Востока.—  С. 	С.  Воскресенский 	. 	199
 Приморская  провинция  .... 			201
 Приамурская  провинция  		205
 Провивция 	Становая  и  Джугджурская  горные 	системы  . 	. 	. 	. 	. 	212
 Страна  горы  и 	равнины  Северо-Востока  СССР,—  С. 	С.  Воскресенский 	. 	215
 Верхоянско-Сунтархаятинская  провинция  ,  		217
 Яно-Оймяконо-Колымская  провинция  . 		'  220
 Провинция  Горная  система  Черского 	224
 Юкагиро-Анюйская  провинция 	229
 Охотско-Чукотская  провинция 	230
 Провинция  Яно-Индигиро-Колымская  равнина 	236
 Глава  7.  Зона  гор  и  глубоководных  котловин  окраинного  Тихоокеан¬
ского  пояса.—  О.  /С  Леонтьев 				239
 Японско-Сахалинская  страна  .... 		241
 Камчатско-Курильская  страна 			243
 Камчатская  провинция 	243
 Охотоморская  провинция 		 . 	247
 Корякская  провинция  		248
 Пенжинско-Анадырская  провинция 	250
 РАЗДЕЛ  2.  ДНО  МОРЕЙ,  ОМЫВАЮЩИХ  БЕРЕГА  СССР 		253
 Глава  8.  Моря  западной  и  южных  окраин  СССР 	253
 Балтийское  море.—  С.  А.  Лукьянова 			253
 Черное  море.—  О.  К.  Леонтьев 	258
 Азовское  море.—  О.  К.  Леонтьев  . 	. 	. 			264
 Каспийское  море.—  О.  К.  Леонтьев 	. 	. 	. 			264
 Аральское  море.—  О.  К.  Леонтьев 	. 	. 	. 		273
 342

Глава  9.  Моря  Северного  Ледовитого  океана.—  С.  И.  Варущенко,
 О.  К.  Леонтьев  . 	. 	. 	, 	274
 Белое  море  : 			• 	274
 Баренцево  море  . 				• 	276
 Южнобаренцевоморская  провинция  . 	. 	. 	278
 Центральнобаренцевоморская  провинция  . 	. 	. 	279
 Провинция  Баренцево-Карокого  -внешнего  шельфа 	280
 Карское  море  . 	. 		281
 Море  Лаптевых  . 	. 	. 	* 	. 			288
 Восточно-Сибирское 	море 	. 	. 			289
 Чукотское  море 				293
 Глава  10.  Дальневосточные  моря.—  С.  А.  Лукьянова 	295
 Японское  море 	• 	297
 Срединнояпономорская  провинция  .  .  . 	298
 Хоккайдо-Сахалинская  провинция  .... 	300
 Приморская  геоморфологическая  провинция 	301
 Охотское  море 		. 	. 	304
 Южноохотская  провинция  ... 	. 	. 	306
 Курильская  провинция  ..... 	- 	. 	307
 Хоккайдо-Сахалинская  провинция'  ... 	310
 Охотско-Чукотская  провинция 		313
 Охотоморская  шельфовая  провинция  . 	. 	. 	315
 Среднеохотская  подпровинция 	. 	, 	. 	315
 Охотско-Лрикамчатская  отодпровинция  . 	317
 Берингово  море  .  . 	: 		. 	.  . 	319
 Беринговоморская  геоморфологическа1Я  страна 	. 	320
 Южноберинговоморская  провинция 			320
 Провинция  Алеутской 	островной  дуги 		322
 .Камчатско-Курильская  геоморфологическая  страна 	323
 Североберинговоморская  страна 		325
 Нортон-Чириковская  провинция  		326
 Анадырско-Юконская  провинция 		327
 Корякско-Бристольская  ‘  провинция 		328
 Заключение.—  С.  С.  Воскресенский,  О.  К.  Леонтьев  . 	330
 Литература
 332

Воскресенский  Сергей  Сергеевич
Леонтьев  Олег  Константинович
Спиридонов  Алексей  Иванович
Лукьянова  Светлана  Анатольевна
Ульянова  Нина  Сергеевна
Ананьев  Герман  Сергеевич
Андреева  Татьяна  Сергеевна
Варущенко  Станислав  Иванович
Спасская  Ирина  Ильинична
 Геоморфологическое  районирование"ХССР
и  прилегающих  морей
 Редактор  И.  М.  Шагирова
Художник  А. 	И.  Шавард
 Художественный  редактор  Т.  А.  Коленкова
Технический  редактор  JI.  А.  Муравьева
Корректор  С. 	К.  Завьялова
 И  Б  №  2310
 Изд.  №  Е-344.  Сдано  в  набор  01.04.80.  Подп.^в  печать  11.11.80.  Т-15097.'3  Формат
60x90Vic-  Бумага 	тип.  №  2.  Гарнитура 	литературная/!  Печать 	высокая. 	Объем  21,5
 уел.  печ.  л.  24,26 	уч.-изд.  л.  Тираж  5000  экз.^Зак. 	№ 	1400.  Цена 	1 	р.  20 	к.
 Издательство  «Высшая  школа».
 Москва,  К-51,  Неглинная  ул.,  д.  29/14
 Типография  им.  Анохина  Управления  по  делам  издательств,  полиграфии
и  книжной  торговли  Совета  Министров  Карельской  АССР.  Петрозаводск,
ул.  «Правды»,  4.