Российская академия наук
ISSN 0435-4281
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
2002

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
РОССИЙСКАЯ
АКАДЕМИЯ
НАУК
МОСКВА
ИЮЛЬ-СЕНТЯБРЬ
№3 - 2002
ЖУРНАЛ ОСНОВАН
В 1970 ГОДУ
ВЫХОДИТ
4 РАЗА В ГОД
СОДЕРЖАНИЕ
Тимофеев Д.А., Бронгулеев В.Вад., Чичагов В Л. Некоторые проблемы геоморфологии гор	 3
Уфимцев Г.Ф. Новейшее горообразование в Евразии	 15
Чалов Р.С. Горные реки и реки в горах: продольный профиль, морфология и динамика русел	 26
Буланов С.А. Особенности внутриконтинентального орогенеза (на примере Центрально-Азиатского
горного пояса)	 41
Авенариус И.Г. Некоторые особенности новейшей геодинамики Новоземельского орогена и
прилегающих акваторий по данным морфоструктурного анализа	 53
Жидков М.П., Лихачева Э.А. Альпы и Кавказ - эстетика рельефа	 61
Никонов А. А. Гора Бориса и Глеба на Тамани	 73
Сковитина Т.М. Плотинные озера Саяно-Байкальской Становой горной области	 79
Щетников А. А. Озера Окинского плоскогорья	 88
Пахомов А.Ю., Смирнов В.Н. Скальные оползни в горах Примагаданья	 95
Информация
Новая книга	 109
Правила для авторов	 110
© Российская академия наук,
Институт географии, 2002 г.

GEOMORPHOLOGY
RUSSIAN
ACADEMY
OF SCIENCES
MOSCOW
JULY-SEPTEMBER
No 3- 2002
QUARTERLY
FOUNDED 1970
CONTENTS
Timofeyev D.A., Brongulev V.Vad., Chichagov V.P. Some problems of mountain geomorpholog	 3
Ufimtsev G.F. Neotectonics of mountains in Eurasi			 15
Chalov R.S. Mountain rivers and rivers in the mountains: longitudinal profile, morphology, and channel
dynamics	     26
Bulanov S.A. The peculiarities of intracontinental orogeny (Central Asian mountain belt as an example)		41
Avenarius I.G. N-Q geodynamics of the Novaya Zemlya mountains and adjacent sea bottom according to the
results of morphostructural analysis	 53
Zhidkov M.P., Lihacheva E.A. Alps and Caucasus: aesthetics of relief	 61
Nikonov A.A. The Boris-and-Gleb Mountain in the Taman’ peninsular			 73
Skovitina T.M. The barrier lakes of the Sayan-Baikal mountain region	 79
Schetnikov A.A. The lakes of the Okinsk table-land	 88
Pakhomov A J., Smirnov V.N. Rock landslides in the mountains of Magadan region	 95
Information
New book	 109
Rules for authors	   110
2

Уважаемые читатели!
2002 год объявлен ООН Международным Годом Гор. Редколлегия журнала, в
этом и следующем номерах, предлагает Вашему вниманию серию статей,
посвященных геоморфологическим проблемам горных территорий.
Мы с удовлетворением отмечаем высокую активность авторов, продолжаю¬
щих заниматься геоморфологией горных стран и благодарим их за участие.
УДК 551.4.01
©2002 г. Д.А. ТИМОФЕЕВ, В.ВАД. БРОНГУЛЕЕВ, В.П. ЧИЧАГОВ
НЕКОТОРЫЕ ПРОБЛЕМЫ ГЕОМОРФОЛОГИИ ГОР
Горный рельеф, его морфологическое разнообразие, происхождение, история разви¬
тия, современная динамика, специфика экологических условий - все это и многое
другое остается в центре внимания геоморфологов. В данной статье авторы хотели
остановиться на некоторых темах, на отдельных проблемах горной геоморфологии,
которые еще не получили удовлетворительного решения, хотя осознаются как
актуальные задачи современной геоморфологии.
Проблема номенклатуры и типизации гор
В словарях-справочниках приведено около 80 терминов, характеризующих те или
иные разновидности гор [1,2]. Однако до сих пор не создана общепринятая геомор¬
фологическая классификация гор. Более того, мы подозреваем, что такая общая
всеобъемлющая классификация и не может быть построена, так как горный рельеф
(впрочем, как и равнинный) обладает комплексом характерных признаков и свойств
и его типизация может основываться на различных принципах и критериях: морфоло¬
гия, происхождение, соотношение с геологическим субстратом, геодинамика, возраст
и история развития. И действительно, по всем этим признакам имеются более или ме¬
нее разработанные классификационные схемы. Но свести их в единую классификацию
черезвычайно трудно, если вообще возможно и нужно.
Поскольку в геоморфологии - науке геолого-географической - господствует исход¬
ное аксиоматическое положение, что рельеф земной поверхности создается и развива¬
ется благодаря взаимодействию эндогенных (геологических) и экзогенных (географи¬
ческих) сил и в связи с тем, что бблыпую часть своей истории геоморфология ставила
перед собой главную задачу - изучение рельефа для познания земных недр [3], номен¬
3

клатура и типизация земного рельефа, в особенности горного, имеют явно гео¬
логическое содержание. Это выражается в том, что употребляемые при типизации гор¬
ного рельефа термины и понятия в основном заимствованы из тектоники, геодинамики,
геологической истории. Таковы понятия эпиплатформенные и эпигеосинклинальные,
складчатые, сводовые и глыбовые горы и многие другие широко используемые
термины. И в морфоструктурном анализе, и в новейших гео динамических построениях
геологическая составляющая выходит на первый план, в том числе и терминоло¬
гически. Сами же особенности рельефа остаются как бы в тени, хотя основные сло¬
ва - горы, равнины - геоморфологические.
Мы не ставим целью критически рассматривать имеющиеся в литературе схемы
классификаций горного рельефа, предпринятые в целях морфоструктурного, морфо¬
тектонического, неотектонического, геодинамического анализа. Достаточно полный
обзор этого имеется в недавно опубликованной монографии Н.И. Корчугановой [4].
Остановимся лишь на столь актуальных сейчас принципах анализа и типизации
рельефа гор с геодинамических позиций. Пожалуй, первый опыт выделения разных
морфодинамических типов гор, различающихся прежде всего по морфологическим
характеристикам, отражающим различия в строении и динамике недр (режимы
сжатия или расширения литосферы), был предпринят Н.А. Флоренсовым [5, 6].
Выделенные им три механизма горообразования - сибиретипный (сводово-глыбовые
горы), байкальский (рифтовые горы) и гобийский (пьедестальные горы): связываются
с различиями в состоянии и динамике литосферы, режимами ее сжатия (сибиретипные
и гобийские горы) или растяжения (байкальский тип). Морфодинамическая типизация
гор Н.А. Флоренсова, нашедшая свое развитие в ряде работ [7], относится к терри¬
тории юга Сибири и Центральной Азии. Глобальную схему геодинамической
классификации крупных геоморфологических элементов Земли с позиций тектоники
плит разрабатывал И.П. Герасимов [8-10].
В своей первой статье он выделил 15 главных типов архитектуры Земли. Из них
7 относятся к горам. Позже эта классификация была им дополнена и выделено
И типов горных геотектур или тектур, объединенных в три группы: 1) геотектуры
континентальных плит - платооры и палеоорогены; 2) геотектуры шовных зон -
мобилгены (нео- и палеомобилгены), орогены (орто-, пара-, пери- и торпоорогены)
и смешанный тип ороген-мобилгенов; 3) океанических плит - талассотектуры.
Не стоит критиковать непривычную терминологию. Необходимо подчеркнуть, что
И.П. Герасимов стремился отойти от традиционной терминологической зависимости
от тектоники и дать систему своих геоморфологических терминов. То, что эти слова
пока не вошли в наш обиход и вообще эти работы И.П. Герасимова на удивление
как бы игнорируются в новейшей, в первую очередь отечественной специальной
литературе, видимо, объясняется инерционным мышлением большинства из нас,
сопротивляющихся введению новых слов и понятий.
Особое значение может иметь типизация по морфологии горного рельефа. Такая
типизация должна основываться на двух подходах: морфологические различия гор при
взгляде на них сбоку и при взгляде сверху на их плановые очертания. При взгляде
сбоку необходимо сочетать анализ продольного профиля горной страны (области,
хребта) и поперечного. Они взаимосвязаны, но не всегда однотипны. По разновидно¬
стям продольного профиля различаются: А - зубчатые (пилообразные) с максималь¬
ными высотами в центре и со снижением к краям, Б - зубчатые одновысотные, (эти
две разновидности обычно связываются с наличием форм древнего и современного
оледенения - альпийский рельеф, причем не всегда такая морфология гребня горной
области имеет ледниковое происхождение: она встречается, например, в аридных го¬
рах, никогда не имевших оледенения), В - куполовидные горы, Г - пологосводовые,
Д - плосковершинные (плоскогорья), Е - прямоугольные (чередование горстовых
блоков и разделяющих их плоскодонных впадин), Ж - асимметричные горы.
В поперечном профиле горы подразделяются на: а) сводовые (куполовидные),
б) треугольные (пирамидальные), в) прямоугольные плосковершинные, г) сводово¬
4

прямоугольные, обычно называемые сводово-глыбовыми или сводово-блоковыми;
образуются, когда глыбы по разломам подняты на разную высоту, увеличивающуюся
к центру поднятия, что по общему очертанию создает впечатление свода; д) глыбово¬
сводовые, морфологически сходные с предыдущими, но отличающиеся двумя морфо¬
логическими особенностями: во-первых, вершинная поверхность блоков (глыб) накло¬
нена от центра гор к их подножию, т.е. сводовая деформация исходной относительно
ровной поверхности первична по отношению к глыбовым расколам; обычно с каждой
стороны такого свода образуется пара односторонних гор [11], а подножия образуют
наклонные пьедесталы; во-вторых, часто центральная часть (осевая зона) выражена
грабенообразной впадиной, погружение которой во многом определяет воздымание
окружающих горных полусводов (рифтовые горы Байкальско-Хубсугульского
региона); е) пьедестальные горы - разновидность глыбово-сводовых, различающаяся
наличием отчетливо выраженного пьедестала, образуемого наклонными подгорными
равнинами (крыльями свода), над которыми резким уступом поднимается гряда
скалистых гор (клин выпирания; пьедестал может быть пологовыпуклым, но чаще
поперечный профиль подгорных равнин прямолинейный или вогнутый, что обра¬
зует геометрическую фигуру, не имеющую названия [12]; ж) глыбово-впадинные,
отличающиеся от сводово-глыбовых гор тем, что плоско- или наклонновершин¬
ные блоки уменьшают свою высоту от краев к центру так, что кривая, идущая
по вершинам, описывает дугу, вогнутую книзу - “обратный свод” или впадина;
примером является горно-впадинный рельеф между Хангаем и Хэнтэем в Центральной
Монголии; з) горы днищ впадин - разновидность пьедестальных гор, когда цепочки
хребтов - молодых клиньев выпирания располагаются не в осевых частях вало-
образных сводов, а в нижних частях бортов впадин или в их осевой части; таковы
многочисленные горные кряжи и гряды во впадиных Заалтайской Гоби на юге
Монголии [13]; и) асимметричные горы - наклонные плато и куэсты, обычно
приуроченные к макросклонам крупных горных сооружений (Крым, Северный Кавказ);
к) конусообразные горы - действующие и потухшие вулканы.
Большие возможности для типизации гор и понимания их происхождения
и геодинамики представляет анализ плановых очертаний горных территорий - морфо¬
логический анализ при взгляде сверху, т.е. при изучении карт, аэро- и космоснимков.
Выделяется более полутора десятков разновидностей гор по этому признаку, объеди¬
няемых в две большие группы.
А - вытянутые (длина больше ширины) горные пояса, хребты, цепи, гряды, кряжи
и Б - изометричные, массивные - примерно равные длина и ширина.
Тип А может быть разделен на следующие подтипы: А1 - прямолинейные с единой
осевой линией; А2 - дугообразные; АЗ - извилистые; А4 - S-образные, характерные
главным образом для молодых горных стран как на суше (Карпаты - Стара Планина,
Карибская петля), так и на океаническом дне (Южно-Антильский хребет с Антарк¬
тическим полуостровом); А5 - петлеобразные, образуются главным образом за счет
препарировки пластов в сложноскладчатых структурах (Аппалачи, Центральная
Австралия); А6 - метлообразные (или конские хвосты) - виргации расходящихся
из одного узла хребтов (пример - система молодых хребтов и впадин Таджикской
депрессии); А7 - кильватерные или эшелонированные - хребты и кряжи, вытянутые
в одну линию, но отделяющиеся друг от друга седловинами (Гобийский Тянь-Шань);
А8 - кулисообразные, когда отдельные хребты и кряжи, вытянуты в целом в одном
направлении, но сдвинуты один относительно другого (Гобийский Алтай); обычно они
связаны со сдвиговыми деформациями; А9 - четковидные (чечевицеобразные) -
чередование расширений и сужений в едином хребте или горной цепи (Большой
Кавказ, Восточный Тянь-Шань); А10 - типа гусениц - специфичный рисунок молодых
антиклинальных хребтов и гряд Загроса, напоминающий скопление ползущих
по поверхности гусениц.
Среди изометричных гор выделяются подтипы: Б1 - округлые, в том числе
кольцевые и овальные; Б2 - прямоугольные, обычно ограниченные дизъюнктивными
5

Рис. /. Схема орографии района пересечения Гобийского Алтая
и Гобийского Тянь-Шаня на юге Монголии
границами; БЗ - треугольные и трапециевидные (остроугольные, клиновидные);
пример - горы Центральной Азии [14]; Б4 - изрезанные, лопастные, зубчатые;
изрезанность границ может быть связана как с особенностями геологической струк¬
туры, так и с экзогенным расчленением.
Используя эту типизацию (возможно выделение и других разновидностей по форме
в плане и профиле), следует иметь в виду, что не всегда общие плановые очертания
горной области характерны для строения ее внутренних частей - орографических
элементов меньших размеров. Так, внутри изометричной горной страны могут быть
прямолинейные хребты и гряды, дугообразные системы и т.д. Таково, например,
строение Алтая. Встречаются случаи неполного совпадения простираний круп¬
ных горных систем и отдельных хребтов, входящих в нее. Примером может служить
восточная оконечность Гобийского Алтая - хребет Гурван-Сайхан. В переводе с мон¬
гольского языка это означает семь красавиц. На самом деле массив Гурван-Сайхана
состоит из семи хребтов и горных гряд, разделенных внутригорными депрессиями.
Гобийский Алтай в целом - система кулисообразно расположенных хребтов (тип А8).
Общее простирание Гурван-Сайхана, как и всего Гобийского Алтая с запад-северо-
запада на восток-юго-восток. Но в районе Гурван-Сайхана к Гобийскому Алтаю под¬
ходит другая система пьедестальных гор Гобийского Тянь-Шаня, имеющая строго ши¬
ротное простирание. В районе Гурван-Сайхана хребты Гобийского Тянь-Шаня подхо¬
дят к нему с запада, почти соединяясь с ним. В итоге взаимодействия этих крупных
систем внутри Гурван-Сайхана простирание отдельных горных гряд не гоби-алтайское,
а широтное - гоби-тянь-шаньское. С другой стороны, влияние гоби-алтайского (диаго¬
нального) простирания морфосгруктур прослеживается на восточном окончании цепей
Гобийского Тянь-Шаня, отклоняя их от широтного направления на юго-восток (рис. 1).
Выше мы употребляли несколько терминов, характеризующих размеры горных
сооружений: горная область, система, хребет, гряда и т.п. Как было показано в одной
из работ [15], до сих пор ни в нашей, ни в зарубежной литературе нет единства
в ранжировании гор по их размерам и соподчинению. В указанной статье предлагается
такая система, идущая от наиболее крупных единиц к более мелким, подчиненным
элементам более высокого размерного ранга: горный пояс - горная система - горная
страна - горная цепь - горный хребет - кряж - массив - отдельная вершина или гора.
Проблема взаимодействия гор и равнин
Эта проблема имеет два основных аспекта - тектонический и геоморфологический.
В первом различаются два варианта взаимоотношений в зависимости от типа преоб¬
6

ладающих движений земной коры - вертикальных или горизонтальных. При преобла¬
дании вертикальных происходит воздымание сводов (больших складок), глыб, блоков
и втягивание в поднятие участков смежных равнин. Горизонтальные движения, всегда
сопровождающиеся и вертикальными, образуют покровно-надвиговые морфострукту-
ры и может происходить частичное поглощение исходных равнин. Особый тип мор-
фоструктур предгорий образуется за счет гравитационного растекания горного соору¬
жения, о чем будет сказано ниже.
Геоморфологический аспект проблемы состоит в поисках ответа на вопрос: какой
рельеф и каким образом формируется между взаимодействующими горами и равни¬
нами? А.П. Карпинский в свое время показал весьма существенное воздействие
горных сооружений на процессы формирования тектонической и геоморфоло¬
гической структуры Русской платформы, на изменения ее палеогеографии -
распределение суши и моря в первую очередь. Этот ученый отмечал признаки
активизации платформенных структур и соответствующего им рельефа в результате
орогенеза в соседних областях Урала, Кавказа. Выдвигалась даже гипотеза, что
платформы Северной Евразии являются альпийскими образованиями. В последние
годы показано, что площадь равнинных морфоструктур Русской платформы,
не вовлеченных в сферу проявления альпийской, новейшей и современной тектоники,
весьма ограничена [16].
Активизированные морфоструктуры равнинно-платформенных областей до опреде¬
ленной степени теряют признаки платформенных, но не становятся полностью оро-
генными. Некоторые авторы выделяют их в особый тип "суборогенных областей” [17]
или периорогенов [18]. В геоморфологической литературе внимание к морфострук-
турам зон перехода от горных к равнинным областям увеличивается в последние
десятилетия. Об этом можно судить по известным геоморфологическим обобщениям
(Рельеф Земли, серия "История развития рельефа Сибири и Дальнего Востока”,
Палеогеоморфологический атлас СССР, Карта поверхностей выравнивания и кор
выветривания на территории СССР, геоморфологические карты АПСЕРМ, серия
монографий "Геоморфология СССР” и др.) В этих работах достаточно подробно отра¬
жены интересующие нас вопросы. Уместо вспомнить яркую, не потерявшую значения
статью Б.А. Федоровича о типах предгорий, оригинальные представления Г.Н. Пше-
нина о возникновении надвигов со стороны впадин в краевых частях гор, надвиговую
тектонику и морфоструктуры в осевых частях горных поднятий О.К. Чедия, форми¬
рование покровно-надвиговых высокогорных морфостуктур С.А. Буланова, пьедеста¬
лов гор как особого типа предгорий Д.А. Тимофеева и В.П. Чичагова.
Среди множества геоморфологических типов перехода в системе горы - равнины
наибольший интерес представляют широкие зоны активизированного новейшими
поднятиями преимущественно равнинного рельефа по окраинам горных сооружений.
Это - известные периорогенные области, выделенные А.Г. Золотаревым в Сибири
и ныне изучаемые на Алтае Г .Я. Барышниковым. В неотектонический этап плат¬
форменные равнины дифференцировались на участки двух типов: мобильные пояса
равнин - периорогены, которые примыкают к горам разного типа и взаимодействуют
с ними, и стабильные области равнин во внутренних частях древних и молодых
платформ. Протяженность мобильных поясов может достигать первых тысяч, а ши¬
рина сотен километров [18]. Собственно предгорья формируются самостоятельно, но
их распространение прерывисто и занимаемая ими площадь существенно меньше
площади мобильных поясов равнин. Исходя из этих представлений, А.Г. Золотаревым
внесено предложение наряду с двумя основными категориями земного рельефа -
горами и равнинами выделять третий, переходный, тип - периорогены.
В свете поставленной проблемы рассмотрим новые данные по истории развития
блоковых структур новейшего орогена западной части Центральной Азии, полученные
в процессе изучения гидрогенного рудообразования [17]. В регионе выделяются три
типа вертикальных перемещений крупных блоков с интенсивностью более 2 км - вы¬
сокоамплитудный ороген, 0.2-2.0 км-субороген и менее 0.2 км-поднятия плат-
7

00
Рис. 2. Изменение во времени границ тектонических областей на западе Центральной Азии (по [17])
Тектонические области: 1 - орогенная, 2 - суборогенная, 3 - поднятия платформенного типа, 4 - неактивизированные части платформ

форменного типа (рис. 2). Содержание рисунка позволяет судить об эволюции горных
поднятий в их взаимоотношениях с равнинами. В раннем миоцене в процессе континен¬
тальной коллизии в пределах южной окраины единой в то время Афгано-Таджикско-
Таримской впадины началось формирование серии обширных суборогенных поднятий
Куньлуня, Алтынтага и Наныпаня на фоне малоамплитудных поднятий платформен¬
ного типа. В позднем миоцене в процессе нарастания тектонической активизации пло¬
щадь суборогенов увеличивается и возникают орогенные поднятия Западного Кунь¬
луня, Южного и Центрального Памира. В связи с внедрением на север Памирского
клина на расстояние порядка 150 км в орогенных областях в это время развивались
зоны крупных надвигов и шарьяжей. Области Западного, Центрального и частично
Восточного Тянь-Шаня были представлены суборогенными сооружениями, взаимо¬
действующими с Памиром. Поднятия суборогенного типа формировались вдоль
южного фланга Афгано-Таджикской впадины, юго-западных отрогов Гиссарского
хребта, в пределах Горного Алтая, а также на юге Кызылкумов.
В раннем плиоцене тектоническая активность нарастает, орогенез захватывает
ранее стабильные области, преобладающие пликативные и надвиговые дислокации
сменяются блоковыми, и в условиях сложного сочетания вертикальных восходящих
движений с мощными надвигами и крупными сдвигами формируются орогены Тянь-
Шаня, Памира, Куньлуня, Алтынтага, Наныпаня, Банди-Туркестана. Значительные
части периферии Таримской и Джунгарской впадин, Центральных Кызылкумов,
частично Сырдарьинской и Чу-Сарысуйской впадин трансформировались в поднятия
суборогенного типа. При этом, по данным китайских геологов, в предгорьях Вос¬
точного Тянь-Шаня сформировались грядовые форберги типа бескорневых складок,
осложненных разломами. В четвертичное время размах вертикальных движений
и пространственной и вертикальной дифференциации еще более возрос и был создан
сложнейший план современной морфоструктуры с новым, характерным только для
плейстоцена комплексом высокогорных поднятий. Возник и комплекс предгорий раз¬
личного типа - ступенчатые прилавки, наклонные пьедесталы, грядовые форберги.
Проблема взаимодействия гор и равнин может рассматриваться как многоуровен-
ная, ибо она охватывает разнообразные геоморфологические объекты от крупнейших
(периорогены) до самых мелких форм. Широкий круг вопросов образования переход¬
ного от горных поднятий к зонам прогибания рельефа был рассмотрен на XXIV Пле¬
нуме Геоморфологической комиссии РАН в 1998 г. в Краснодаре [19]. Выяснилось, что
во всех типах современного рельефа на границах положительных и отрицательных
форм развиваются своеобразные комплексы, выстраивающиеся в геоморфологические
ряды. Приведем ряд примеров результатов взаимодействия гор и равнин, обсуждав¬
шихся на этом пленуме.
На основании изучения эволюции переходных зон разного типа С.К. Гореловым
высказано предположение, что история формирования тектонических структур
и рельефа происходила во многих случаях путем наращивания площади континентов
за счет последовательного приращения к древнейшим кратонам новых областей плат¬
форменной консолидации. Частично эта точка зрения подтверждается данными ана¬
лиза геоморфологических режимов Азии [20].
Результатом изучения переходных внутриконтинентальных морфоструктур Украи¬
ны явился вывод, сделанный В.П. Палиенко, что эти морфоструктуры отражают
в своем развитии неотектонические режимы смежных морфоструктур разных типов
и развиваются в условиях интерференции движений земной коры различной интенсив¬
ности и направленности.
Характерным типом рельефа зон перехода между впадинами и горными соору¬
жениями Дальнего Востока России С.А. Лебедев считает низкие денудационные по¬
верхности выравнивания второй половины плиоцена, созданные на базе фрагментов
допозднемиоценового пенеплена.
А.А. Щетниковым получены новые данные о строении зон сочленения бортов
и днищ впадин Байкальской рифтовой зоны. В Тункинской рифтовой долине северный
9

борт переходит в днище своеобразным предгорным откосом - пологонаклонной рав¬
ниной, образованной системой слившихся конусов выноса, а откос формируется в зоне
активного разлома.
Согласно исследованиям В.Б. Выркина в Баргузинской котловине позицию предгор¬
ного откоса занимают наклонные аллювиально-пролювиальные равнины, занимающие
около 25% днища впадины. Наряду с наклонными равнинами в зонах перехода Бай¬
кальских впадин встречаются участки, в пределах которых горы от прилегающих рав¬
нин словно "отрезаны": крутые склоны гор в основании резким переломом сочленяются
с равнинами подножия, причиной этого, как показал Б.П. Агафонов, является сейсмо¬
тектоника.
О роли сдвиговой тектоники в формировании горных сооружений
Со временем спектр вопросов в проблеме механизма образования гор расширяется,
существенно больше внимания уделяется горизонтальным движениям, и в частности
сдвиговым. Так, выяснилось, что западная часть Центральной Азии (по крайней мере
в границах каледонид) характеризуется развитием клиноформных впадин, в создании
которых определенную роль играли сдвиги [14, 21, 22]. Накапливаются материалы
о значительной унаследованности деформаций этого типа от ранних этапов рельефо-
образования; появляется все больше доказательств интенсивных проявлений сдвиго¬
вой тектоники в формировании впадин окраинных морей и соответствующих горных
сооружений.
В контексте этой проблемы представляют заметный интерес новые данные о роли
сдвигов в формировании горных сооружений на ранних этапах заложения основных
черт современного рельефа, и в частности на заключительном этапе создания палео-
морфоструктуры Центральноазиатского горного пояса в позднем триасе - ранней юре
(рэт-лейас) (В.М. Синицын, Е.В. Девяткин, Т.В. Николаева, В.Ф. Шувалов,
В.П. Чичагов и др.). Единства во взглядах на тектонику и древний рельеф этого вре¬
мени до сих пор нет. Б.А. Петрушевский, А.Л. Яншин, Р.Г. Горецкий и др. исследо¬
ватели полагали, что в позднем триасе начинают преобладать платформенные условия
и формируется Урало-Сибирская молодая платформа; согласно АЛ. Матвиевской
и др. продолжается начавшаяся в позднем палеозое орогенная стадия; К.В. Боголепов
выдвинул представление об особом дейтероорогенном этапе развития этого обширного
региона. Появляются новые данные о палеогеоморфологии и механизмах горо¬
образования в рэт-лейасе на территории Уральской, Казахской, Алтае-Саянской
складчатых областей и смежных частей Западно-Сибирской и Туранской плит. Судя по
развитию кор выветривания в подошве рэт-лейасовых отложений, в среднетриасовую
эпоху здесь господствовали спокойные тектонические условия. Начало позднего триа¬
са ознаменовалось резким усилением тектонических процессов. "В это время началось
перемещение многочисленных блоков земной коры Евразийского континента в север¬
ном, северо-западном и северо-восточном направлениях, которые происходили вдоль
зон протяженных (разрядка наша - Д.Т. и др.) региональных сдвигов. В это
время в районах, где доминировали растягивающие напряжения, начали формиро¬
ваться грабен-рифты, а где сжимающих - горсты. Этот процесс в северных районах
закончился в лейасе, а в южных - в средней юре" [23]. Выделена серия региональных
зон сдвигообразования, характеризующихся такими крупными сдвигами, как Северо-
Устюртский, Бухаро-Гиссарский, Таласо-Ферганский, Шапшальский и многие другие.
С ними связано образование серии грабенов, система которых и предопределила, по-
видимому, организацию горного рельефа. В западной части региона сдвиги были лево¬
сторонними, а в восточной - правосторонними. Обращает на себя внимание образо¬
вание в отдельных грабенах мощных толщ конгломератов, что, по мнению упомяну¬
тых исследователей, может свидетельствовать о проявлениях сдвигов горных соору¬
жений на отдельных участках, о своеобразной сдвиговой деструкции поднятий. Нако¬
нец, представляет известный интерес и то, что глубинные сдвиговые дислокации
реализуются на дневной поверхности в виде структур "конского хвоста".
10

Проблема гравитационного растекания гор
Другая интересная проблема, касающаяся динамики гор, состоит в оценке влияния
силы тяжести на деформации горного сооружения и оценке скорости растекания
горного хребта под действием собственного веса. Возможность такого явления,
относящегося к типу гравитационной тектоники, неоднократно обсуждалась в работах
Е.В. Артюшкова [24, 25], X. Рамберга [26] и многих других. Ясно, что по мере роста
гор нагрузка, создаваемая их весом, увеличивается, и гравитационное растекание
можно рассматривать в качестве одного из факторов, ограничивающих рост гор.
В данном аспекте этот вопрос был рассмотрен ранее одним из авторов настоящей
работы [27]. Не возвращаясь к деталям решения задачи, напомним ее постановку
и смысл полученных результатов. Рассматриваются вязкие деформации в слое пород
литосферы, возникающие под действием поверхностной нагрузки. Эта нагрузка соот¬
ветствует весу пород, слагающих горный массив или хребет и лежащих выше
некоторого условного нулевого уровня. За последний удобно принять уровень пере¬
хода от хребта ко впадине, при этом во впадине нагрузка будет отрицательной.
Для простоты решения сделан ряд других упрощений, которые принципиально
не меняют картину деформаций и величину интересующих нас параметров. Так,
рельеф земной поверхности, а соответственно и величину нагрузки удобно задать
в виде чередования хребтов и впадин, т.е в виде периодической функции,
и рассматривать поведение одной пары хребет-впадина. В качестве одной из границ
слоя, на которых задаются граничные условия, была взята поверхность, залегающая
на некоторой глубине Н от нулевого уровня. На ней заданы условия равенства
нулю вертикальной компоненты скорости и равенства нулю производной горизон¬
тальной компоненты по вертикали. Эти условия вытекают из допущения, что горное
сооружение все время находится в изостатическом равновесии, так что нисходящие
движения пород в верхней части коры (или литосферы) компенсируются восхо¬
дящими движениями в нижней части, т.е. выполаживанием "корня" гор. Внешнюю,
верхнюю, границу слоя можно задать на нулевом уровне, на котором нормаль¬
ные напряжения соответствуют весу вышележащих пород, а касательные равны
нулю. Это последнее условие означает, что мы как бы пренебрегаем деформацией
в толще самого хребта - его поверхностным расползанием. Тем самым полу¬
ченные оценки скоростей движения будут несколько занижены, что следует иметь
в виду.
При сделанных предположениях формулы для расчета скорости опускания земной
поверхности на оси хребта Vy и горизонтальной скорости расширения хребта в точке
перехода от него к впадине Vx будут выглядеть так:
Vy -= pg!%{Ch2kH - X)12y\k(Sh2kH + 2кН),	(1)
Vx = IpgHftQ / i\(Sh2kH + 2kH\	(2)
(Само решение уравнений движения вязкой жидкости приведено в [27].)
Здесь р - плотность пород, g - ускорение силы тяжести, /г0 - высота хребта на его
оси, rj - вязкость пород литосферы, к - параметр, характеризующий ширину
хребта (последняя равна тсД), Ch и Sh - логарифмические косинус и синус.
Вертикальная скорость (скорость опускания) максимальна на оси хребта и убывает
при удалении от нее прямо пропорционально высоте хребта. Горизонтальная скорость,
напротив, на оси хребта равна нулю и максимальна в точке перехода от поднятия
к впадине.
При расчетах мы принимали следующие значения параметров: р = 2.9 г/см3, g =
= 981 см/с2, h0 = 3 км, Т| = Ю24 пуаз. Для к задавалась серия значений от 1.57 х 10-6
до 1.57 х 10~7, соответствующих изменению ширины хребта от 20 до 200 км с ша¬
гом 20 км. Для Н также бралось несколько значений от 20 до 75 км.
11

Рис. 3. Графики скоростей растекания горного хребта
Скорости: а - вертикального проседания (Vу) осевой части хребта в зависимости от его ширины
(я/к) и величины параметра Н, б-горизонтального растекания (Vv) хребта на его границе
со впадиной в зависимости от тех же параметров
На рис. За и 36 показаны зависимости вертикальной (V^) и горизонтальной (Vx)
скоростей растекания хребта от его ширины и глубины недеформированного уровня Н.
С увеличением ширины хребта и та и другая скорости возрастают, причем горизон¬
тальная скорость увеличивается неограниченно, а вертикальная приближается к неко¬
торому пределу при ширине хребта, примерно равной утроенной величине Н. Чем
шире горный хребет или массив, тем большие скорости горизонтального растекания на
его флангах могут быть обнаружены, но скорость снижения хребта после достижения
им определенной ширины не возрастает.
12

Величина Н также заметно влияет на скорость растекания, причем если Vy воз¬
растает с увеличением Я, то VX9 напротив, уменьшается. Чем более мощный слой
литосферы участвует в растекании, тем меньше скорость горизонтального растекания
поднятия на поверхности, а вертикальное проседание поднятия, напротив, происходит
быстрее.
Полученное нами решение показывает, что при сужении хребта скорости расте¬
кания уменьшаются. Однако, как уже говорилось, в этом решении не учитываются
эффекты поверхностного растекания хребта, существующие благодаря касательным
напряжениям, возникающим на его склонах. Эти эффекты более ярко выражены при
узком хребте с крутыми склонами.
В других отношениях использованная нами схематизация кинематики растекания
не сильно искажает реальную картину. Гораздо более грубые ошибки связаны
с предположением о чисто вязкой деформации среды и об однородной вязкости лито¬
сферы, а также с тем, что не учитывается предел текучести пород. К сожалению, су¬
ществующие оценки эффективной вязкости коры или литосферы довольно неопре¬
деленны - пределы ее возможных изменений составляют несколько порядков. К тому
же эта величина, так же как и предел прочности, очень сильно зависит от насы¬
щенности пород флюидами, от их температуры, состава, раздробленности и других
условий. Неоднородность механических свойств литосферы, особенно ярко проявляю¬
щаяся в активных орогенических областях, будет приводить к существенным искаже¬
ниям картины растекания.
Тем не менее нет никаких оснований отрицать саму возможность рассматриваемого
явления. Величина 1025 пуаз является верхней оценкой для эффективной вязкости
литосферы в относительно стабильных платформенных областях. Для более разогре¬
той, раздробленной и тонкой литосферы подвижных поясов максимальной оценкой
вязкости, вероятно, может служить величина 1024 пуаз, но можно допускать и зна¬
чения на один-два порядка меньшие. Даже при наибольшей вязкости 1024 пуаз верти¬
кальная и горизонтальная скорости растекания достигают десятых долей миллиметра
в год; при вязкости 1023 они составляют уже миллиметры в год, что является весьма
большой величиной.
Возможно, механизм растекания включается лишь при достижении горами значи¬
тельной высоты, когда напряжения превосходят предел длительной прочности пород.
По порядку величины эти напряжения соответствуют добавочной нагрузке рельефа,
т.е. достигают ~ 1 кбар при высоте хребта 3.5 км. Существующие оценки длительной
прочности, как правило, меньше этой величины. В любом случае, начиная с высоты
несколько километров, скорость растекания увеличивается прямо пропорционально
высоте гор, так что это явление следует принимать во внимание как фактор,
ограничивающий рост горных сооружений.
Интересен и вопрос о том, как будут себя вести края поднятия. Если растекание
происходит, то наряду со снижением вершин должно происходить расширение хребта,
т.е. граница перехода поднятия во впадину (подножие) должна двигаться от поднятия
к впадине. Хорошо известные факты о втягивании в поднятие предгорий в различных
типах горных систем с образованием предгорных ступеней, форбергов можно связать
с этим процессом, а не с чисто эндогенным расширением зоны поднятия. Растекание
хребта может приводить либо к смятию пород, либо к движению по разломам.
Складчатость может развиваться как в приповерхностных породах, так и на глубине,
причем перетекание глубинных толщ во впадину может приводить к втягиванию
в поднятие ее краевых частей или к образованию внутренних поднятий. Смещения по
разломам могут приводить к надвиганию краевых частей хребта на впадину (надвиги
в соответствии с правилом Леукса) - за это в первую очередь ответственно расте¬
кание приповерхностных частей коры, дающее "козырьковые" надвиги. В то же время
возможно возникновение надвигов и со стороны впадины, примеры которых известны
[28]. Если породы, выполняющие впадину, содержат ослабленные слои, по кото¬
рым возможно проскальзывание, то лежащая выше слоистая толща может быть
13

не затронута сдавливанием - как за счет линзовидной формы, так и за счет этого
проскальзывания, а смещение в сторону впадины более глубоких частей массива
будет давать эффект надвигания "антилеуксовского" типа. Этому будет способ¬
ствовать и подъем центральных частей впадины за счет скучивания глубинных
пород.
Не отрицая крупномасштабных движений литосферных плит и их, возможно, опре¬
деляющей роли в процессах горообразования, мы хотим еще раз обратить внимание
на то, что созданный тем или иным способом горный рельеф сам может являться
источником горизонтальных перемещений (разумеется, значительно меньшего масш¬
таба). Наиболее ярко они должны быть выражены на стыке хребта и впадины
в виде структур (и морфоструктур) сжатия, формирующихся в условиях сокращения
ширины переходной зоны или всей впадины.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Тимофеев ДА., Уфимцев Г.Ф., Онухов Ф.С. Терминология общей геоморфологии. М.: Наука, 1977.
200 с.
2.	Уфимцев Г.Ф., Онухов Ф.С., Тимофеев ДА. Терминология структурной геоморфологии и неотектоники.
М.: Наука, 1979. 256 с.
3.	Тимофеев ДА. От Дэвиса до наших дней: чему учит история геоморфологии // Геоморфология. 2002.
№ 2. С. 3-9.
4.	Корнуганова Н.И. Неоген-четвертичная тектоника и геодинамические условия формирования орогенов
востока Азии. М.: Изд-во МГУ, 2000. 159 с.
5.	Флоренсов НА. К проблеме механизма горообразования во внутренней Азии // Геотектоника. 1965.
№ 4. С. 3-14.
6.	Флоренсов НА. Очерки структурной геоморфологии. М.: Наука, 1978. 238 с.
7.	Девяткин Е.В. Структуры и формационные комплексы этапа кайнозойской активизации / Тектоника
Монгольской Народной Республики. М.: Наука, 1974. С. 136-144.
8.	Герасимов И.П. Архитектура Земли (геотектуры) в свете теории глобальной тектоники плит //
Геоморфология. 1976. № 3. С. 3-14.
9.	Герасимов И.П. Современные аспекты общей теории горообразования // Геоморфология. 1981. № 2.
С. 3-13.
10.	Герасимов И.П. Проблемы глобальной геоморфологии. М.: Наука, 1986. 207 с.
11.	Тимофеев ДА., Лебедева Е.В., Чичагов В.П. Односторонние горы как результат взаимодействия гор
и равнин / Геоморфология гор и равнин. Краснодар: Кубанский госуниверситет, 1998. С. 4-6.
12.	Тимофеев ДА. Вопросы, которые задает рельеф Заалтайской Гоби / Геоморфология Центральной Азии.
Барнаул: Алтайский госуниверситет, 2001. 217 с.
13.	Тимофеев ДА. Геоморфологический очерк меридионального профиля Шинэ-Джинст - Эхийн-Гол -
Цаган-Богдо // Проблемы освоения пустынь. 1980. № 2. С. 12-20.
14.	Тимофеев ДА., Чичагов В.П. Остроугольные клиновидные морфоструктуры Центрально-Азиатского
горного пояса // Геоморфология. 1995. № 1. С. 10-22.
15.	Мурзаев Э.М., Тимофеев Д.А. Терминология горного рельефа//Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1981. № 6.
С.36-44.
16.	Щукин Ю.К. Вопросы платформенной геотектоники / Тектоника и геофизика литосферы. М.: ГЕОС,
2002. Т. 2. С. 352-357.
17.	Печенкин И.П. Роль новейших геодинамических процессов при гидрогенном рудообразовании в Цент¬
ральной Азии / Тектоника и геофизика литосферы. М.: ГЕОС, 2002. Т. 2. С. 92-95.
18.	Золотарев А.Г. Мобильные пояса равнин как главный переходный элемент от стабильных областей
равнин к горам / Геоморфология гор и равнин. Краснодар: Кубанский госуниверситет, 1998. С. 11-13.
19.	Геоморфология гор и равнин: взаимосвязи и взаимодействие. Краснодар: Кубанский госуниверситет,
1998. 379 с.
20.	Тимофеев Д.А., Бронгулеев В.Bad. и др. Мегагеоморфология Азии: некоторые итоги изучения рельефа
континента // Изв. РАН. Сер. геогр. 2001. № 4. С. 8-13.
21.	Тимофеев ДА., Чичагов В.П. Клиновидные морфоструктуры запада Центральной Азии / Геомор¬
фология Центральной Азии. Барнаул: Алтайский госуниверситет, 2001. С. 218-219.
22.	Чичагов В.П. Эволюция равнинообразования юго-востока Азии. М.: Институт географии РАН, 2000.
269 с.
23.	Гурьев Г.А., Чистяков Д.Н., Егоров А.С. Геолого-геофизические характеристики заключительных
этапов формирования складчатой структуры северной части Центрально-Азиатского складчатого
пояса / Тектоника и геофизика листоферы. М.: ГЕОС, 2002. Т. 1. С. 153-156.
24.	Артюмков Е.В. Геодинамика. М.: Наука, 1979. 327 с.
25.	Артюитов Е.В. Физическая тектоника. М.: Наука, 1994. 220 с.
26.	Ромберг X. Сила тяжести и деформации в земной коре. М.: Недра, 1985. 399 с.
14

27.	Бронгулеев В.Bad. Вязкое растекание коры как фактор, ограничивающий рост гор / Проблемы
морфодинамики. М.: МФГО, 1983. С. 62-69.
28.	Пшенин Г.Н. Эволюция и механизмы развития орогенных морфоструктур Тянь-Шаня и Памиро-Алая /
Развитие рельефа и динамика литосферы. М.: Наука, 1994. С. 129-157.
Институт географии РАН	Поступила в редакцию
05.03.2002
SOME PROBLEMS OF MOUNTAIN GEOMORPHOLOGY
l).A. TIMOFEYKV, V.Vad. llRONGULKYKV, V.P. CHICHAGOV
Sum m а г у
Three problems of mountain geomorphology are discussed: morphologic nomenclature and classification of the
mountains; determinative characteristics of landforms transitional from mountain to plain types; gravitational spreading
of the mountains. Veriants of their possible solution are suggested; in particular vertical and lateral velocities of
gravitational spreading of mountains were evaluated, using the Navier-Stokes equation. At the acceptable values of
lithosphere viscosity they may reach tenths of mm per year, which is comparable with tecnotic uprise velocity and
denudation rates.
УДК 551,432(-924/-925)
© 2002 г. Г.Ф. УФИМЦЕВ
НОВЕЙШЕЕ ГОРООБРАЗОВАНИЕ В ЕВРАЗИИ1
Введение
Термины "орогенез" и "горообразование", в общем-то синонимы, можно исполь¬
зовать с учетом одного нюанса. Понятие об орогенезе более геологическое и пред¬
полагает в первую очередь анализ соответствующих геологических формаций. Если
же мы говорим о горообразовании, то на первый план выступает геоморфологический
эффект орогенических процессов. И потому, говоря о горообразовании, мы прежде
всего имеем в виду новейший (в рамках так называемого неотектонического этапа)
орогенез, результатами которого являются существующие на Земле горные системы.
Горообразование - это орогенез с видимым (наблюдаемым) геоморфологическим
эффектом.
Следует различать уровни горообразования: неотектонические зоны, которым
отвечают конкретные механизмы становления и развития; горные пояса, в которых
проявляется обычно несколько механизмов горообразования на некотором общем
(фоновом) процессе; сектора Земли - обособленные части тектоносферы с особыми
условиями новейшей геодинамики.
Предысторией изучения геодинамики новейшего орогенеза, видимо, можно считать
работы С.С. Шульца [1] по Тянь-Шаню и морфотектоническую классификацию
В.Е. Хайна и Е.Е. Милановского [2, 3]. А в 1965 г. Н.А. Флоренсов впервые
сформулировал представление о типах новейшего континентального орогенеза,
выделив остаточно-блоковый (байкальский) и сводово-глыбовый (гобийский) его меха ¬
низмы, особо обратив внимание именно на морфологический эффект молодых текто¬
нических процессов [4]. Позже был описан сводовый (даурский) тип горообразования
[5], и затем была сделана попытка создать общую классификацию механизмов
новейшего орогенеза на континентах [6]. В настоящую статью входят новые наши
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 99-05-65638).
15

разработки по указанной проблеме, основанные на анализе морфотектоники горных
поясов континентов [7], изучении тектонического рельефа Внутренней Азии [8],
Гималаев, наблюдений в Западной Европе [9].
На континентах выделяются три главные группы форм тектонического рельефа:
молодые подвижные (альпийские) пояса, области возрожденных гор и платформенные
равнины. Видимо, существует объективная необходимость в последней группе
выделять в качестве особого элемента большие междугорья, морфотектонические
особенности которых часто достаточно специфичны. В качестве примера достаточно
указать на Восточно-Монгольскую равнину, заключенную между Бол. Хинганом
и горами Забайкалья и Северной Монголии. В пределах равнины имеются группы
низкогорий и мелкосопочника с высокой степенью порядка в их морфологической
структуре, а некоторые из них как бы продолжают на восток Гобийский Алтай и Тянь-
Шань.
Описание механизмов горообразования в Евразии мы пытаемся сделать в некото¬
ром порядке, отражающем в общем сложную временную последовательность явлений
новейшего орогенеза. В этом же стиле построена предлагаемая классификационная
таблица генетических типов гор Евразии.
Механизмы новейшего горообразования
Механизм горообразования - это неразрывность эндогенных и экзогенных про¬
цессов, причем связи между ними двунаправленны. Например, при сводовом возды-
мании эрозионная нагрузка горных сооружений более чем на 50% их объема выше
базисной поверхности определяет длительное сохранение темпов воздыманий.
В экзогенной составляющей механизма горообразования следует выделить три уровня
или сферы: деформации земной поверхности и ее рельефа; молодые деформации
верхней (выше раздела Конрада) части земной коры, которые обычно трудно вы¬
делить из общей системы разновременных тектонических преобразований; глубинная
новейшая тектоника. Следует учесть, что геофизические сведения о глубинном
строении дают нам информацию о современном (новейшем) состоянии недр, и поэтому
сопоставление морфотектонических и геофизических материалов более корректно, чем
анализ в паре "геологическая структура - глубинное строение".
В совокупности механизмов горообразования, свойственных молодым подвижным
поясам, в первую очередь следует выделить два из них: складчатый, или юрский,
и покровно-надвиговый, или альпийский. Они как бы изначальны, эта изначальность
относительна хотя бы потому, что и складчатый и покровно-надвиговый новейший
орогенез проявляются в молодых подвижных поясах после эпох завершающего
тектогенеза и последующего денудационного выравнивания или преобразования.
И поэтому и здесь горообразование имеет значение последующего (постумного)
процесса.
Оба указанных типа горообразования проявляются в определенной геологической
обстановке. Горы юрского типа формируются либо в краевых частях молодых под¬
вижных поясов, где на погруженных окраинах кратонов залегают мощные толщи
терригенных и карбонатных пород, часто с горизонтами эвапоритов (Субальпы, Заг¬
рос), либо в краевых частях сопредельных платформ, где происходит срыв чехла
по поверхности фундамента и его складчатые деформации (Юра) [9].
Складчатый орогенез всегда, видимо, сочетается с субгоризонтальными или по¬
слойными срывами и свободными смещениями верхних частей слоистых комплексов
и чехлов платформ относительно фундамента или ниже залегающих пород; склад¬
чатые деформации здесь приповерхностные и бескорневые. Поскольку сокращение
ширины испытывающих складчатость зон юрского орогенеза существенно, то воз¬
никает вопрос, о том, что же в это время происходит в фундаменте.
Формирование складчатых гор происходит, во-первых, в слоистых толщах, уже
испытавших складчатость, и, во-вторых, после денудационного среза, вскрывшего
16

Типы гор Евразийского континента
ядра складок. Потом повторная приповерхностная складчатость в условиях гори¬
зонтального поперечного сжатия обретает особенные черты, главные из которых
следующие: 1) рост вверх не только антиклинальных складок, но и выжимание в сво¬
бодное полупространство синклинальных ядер, уподобляющихся клиновидным блокам;
2) послойные смещения моноклинальных пластин, сложенных компетентными порода¬
ми по слоям пластичных пород, подобных смазке, в результате чего на крыльях скла¬
док формируются кустоподобные выдвинутые блоки.
Во фронтальных или окраинных частях зон приповерхностной складчатости со¬
путствующие горизонтальные или наклонные срывы могут подниматься к земной
поверхности, и в таких случаях в лобовых частях аллохтонных пластин формируется
сложный грядовый рельеф, составленный сжатыми складками, выдвинутыми моно¬
клинальными пластинами - род верхнекоровой брекчии, примером которой служит
окраинная западная часть Столовой Юры [9]. В других случаях в лобовой слоистой
пластине аллохтона формируется крупная антиклиналь, на ядро которой надвинуты
куэсгоподобные моноклинальные пластины, - таков западный склон Веркора.
Поскольку часто складчатые горы возникают за счет приповерхностных дефор¬
маций слоистых толщ, включающих эвапориты, то в них дополнительным элементом
морфотектоники служат соляные купола на разных стадиях развития (Загрос, Южно-
Таджикская впадина).
Сокращение поперечных размеров слоистых толщ при поверхностной складчатости
достигает значительных величин, и, видимо, ему должны сопутствовать деформации
фундамента, направленные также на сокращение поперечных размеров. Каковы они?
Обычное наличие в складчатых горах наклонных цокольных (базисных) поверхностей
служит указанием на односторонний характер процессов сокращения литосферы
в фундаменте зон складчатых гор. Мы полагаем, что оно осуществляется путем
вхождения друг в друга клиновидных блоков фундамента. Один из них - это
пологонаклонный выдвинутый клин плато Кремье в месте изгиба западного склона
Юры, протыкающий осадки Ронской впадины [9].
Покровно-надвиговые горы тоже по большей части располагаются на крыльях или
окраинах молодых подвижных поясов: Апеннины, Альпы, большие части Карпат
и Кавказа, Гималаи и, возможно, Эльбрус. И лишь система Каракорума и Гиндукуша
составляет как бы узел Средиземноморского подвижного пояса в месте значительного
его пережима. Впрочем Каракорум, возможно, уже прошел стадию покровно-
17

надвигового орогенеза, и в строении тектонического рельефа этой системы явственно
выступают признаки общего сводового поднятия.
Главная особенность новейшей геодинамики покровно-надвиговых гор - это пере¬
мещения крупных аллохтонных пластин и клиньев в условиях сильнейшего попереч¬
ного горизонтального сжатия литосферы. При этом перемещения отдельных аллох¬
тонов, по-видимому, происходят одновременно, по крайней мере такова ситуация
в Гималаях. Обычно омоложены альпийские надвиги, но их лобовые части могут быть
разрушены денудацией и крупными эрозионными врезами. Тогда при возобновлении
перемещений по ним во время новейшей орогении формируются новые лобовые или
фронтальные уступы как над форландом, так и внутри горной системы.
В морфологическом отношении (тектонический рельеф) покровно-надвиговые горы
весьма разнообразны, и это определяется характером надвигов, по большей части,
видимо, листрических, и их пространственными отношениями. Если фронтальный
надвиг обнаруживает существенное ветвление (виргацию), то в лобовой части
аллохтона формируется система выдвинутых клинообразных блоков, разделенных
узкими понижениями - такова скибовая подзона Восточных Карпат [10]. Если
листрические надвиги делятся на 2-3 сместителя, то перед фронтальным уступом
главного из них формируются невысокие выдвинутые блоки, наклоненные под этот
уступ, внешне подобные формам, созданным листрическими сбросами. Это мы
наблюдаем под южным склоном юго-восточной части Большого Кавказа, перед так
называемым "Дагестанским клином" [11]. Аллохтонные пластины при их пере¬
мещениях испытывают и складчатые деформации, в особенности если они уже были
деформированы таким образом в альпийский орогенез, а осевые части складок были
денудированы. Особенно хорошо это видно в Гималаях, где аллохтоны собраны
в системы складок, а таковой Главного Центрального надвига во фронтальной части
расчленен до системы эрозионных останцов [12]. При новейшей орогении ядра
синклинальных складок и эрозионных останцов аллохтонов выжимаются вверх под
воздействием горизонтального сжатия. Хребет Махабхарат в Непальских Гималаях,
составляющий лобовую часть аллохтона Главного Пограничного надвига, на большей
части своей протяженности представляет собой систему выдавленных синклинальных
форм.
В этой ситуации прослеживается определенная геодинамическая параллель между
складчатыми и покровно-надвиговыми новейшими орогенами. В первых тоже
происходит не только рост антиклиналей, но выжимание синклинальных ядер, что мы
видим и в Гималаях. Добавим, что в общей структуре складчатых гор существенно
значение надвигов и субгоризонтальных срывов. И в юрских, и в альпийских горах
их формирование и развитие происходят под влиянием межформационных и внутри-
формационных надвигов, и в обоих случаях наблюдаются перемещения моно¬
клинальных надвиговых пластин и клиньев в виде односторонних горстов. Системы
выступов-гималов в Высоких Гималаях имеют именно такую природу и связаны
с дополнительными смещениями внутри аллохтона Главного Центрального надвига
по частным сместителям, использующим поверхности напластования или полого¬
наклонные межформационные контакты.
В покровно-надвиговых орогенах обычно наблюдается односторонняя вергентность
и смена различных форм тектонического рельефа вкрест простирания, и потому они
не имеют продольной билатеральной симметрии. Зато часто им свойственна
поперечная зеркальная симметрия, отражающая воздействие горизонтально смещаю¬
щихся литосферных или коромантийных геоблоков. Гималаи служат лучшим тому
примером. Зеркально подобно располагаются долины Инда и Цангпо-Брахмапутры,
охватывающие это горное сооружение; пересекающие Высокие Гималаи долины
Сатледжа, Аруна и других рек; эта же симметрия описывает размещение очагов
глубокофокусных землетрясений, приуроченных преимущественно к Памир-Пенджаб-
скому и Ассамскому синтаксисам, окраинным по отношению к южному фронтальному
уступу Гималаев.
18

Складчатые (юрские) и покровно-надвиговые (альпийские) горы скорее всего явля¬
ются структурными и морфологическими следствиями одной геодинамической обста¬
новки, реализуемой в различных денудационных средах. Это хорошо видно в ряду
Гималаи - Загрос - новейших орогенов, составляющих южный фланг Среди¬
земноморского молодого подвижного пояса. В Гималаях в условиях поднятой окраины
древнего кратона мы наблюдаем покровно-надвиговые горы. В Загросе в условиях
глубокого залегания кристаллического основания на погруженной периферии кратона
происходит интенсивная приповерхностная складчатость в комплексе отложений
пассивной континентальной окраины. И в обоих случаях эти новейшие орогены
в своих северных тыловых частях ограничены структурными швами.
Последующее развитие и преобразование покровно-надвиговых новейших орогенов
лучше всего наблюдается в Альпийском подвижном поясе: в условиях тектоно-
магматического преобразования литосферы при гранитизации ее верхней части
покровно-надвиговые орогены трансформируются в линейные сводовые поднятия
с vopoino выраженной продольной билатеральной симметрией тектонического рельефа
[10]. В условиях повторного (возрожденного) орогенеза районы древних (доальпийских)
складчатых и покровно-надвиговых гор вблизи структурных швов могут стать
линейными шовными орогенами уральского типа.
Сводово-глыбовый (гобийский, по Н.А. Флоренсову [4]) новейший орогенез широко
проявился как в возрожденных горах Внутренней Азии, так и в пределах различных
сегментов Средиземноморского молодого подвижного пояса. В Иран-Малоазиат-
ском сегменте последнего сводово-глыбовые горы преимущественно приурочены
к центральной части горной системы, где они либо обрамляют, либо разделяют
крупные межгорные равнины; они приурочены преимущественно к областям ранней
складчатости. То же самое мы видим и в Тибет-Гималаях, но здесь цепи сводово¬
глыбовых гор Алтынтага, Куньлуня и Наныпаня составляют северное крыло этого
горного сооружения. Во Внутренней Азии сводово-глыбовые горы целиком состав¬
ляют Центральноазиатский горный пояс: цепи хребтов Тянь-Шаня и Алтая,
охватывающие срединное и пониженное Джунгарское междугорье [7]. Именно здесь
благодаря работам С.С. Шульца, В.А. Обручева, О.К. Чедия [1, 13, 14] горы этого
типа изучены с достаточной подробностью, а на примере Гобийского Алтая
Н.А. Флоренсов [4] сформулировал само представление о сводово-глыбовом типе
горообразования.
Сводово-глыбовые горы распространены и в других частях Евразии: Центральное
и Юго-Восточное Забайкалье, Нижнее Приамурье, горная система Черского на
Северо-Востоке и, возможно, горы Пиренейского полуострова. Но именно во Внут¬
ренней Азии удается изучить и морфологические, и геодинамические особенности
гобийского орогенеза в полной мере.
Что такое сводово-глыбовые горы? Это цепи горных хребтов и разделяющих
их межгорных впадин. Сами хребты обладают четко выраженной двускатностью,
определяемой сводовыми изгибами или исходной поверхности, или тектонического
рельефа вообще (в условиях сильного эрозионно-ледникового расчленения). Ширина
их обычно не превышает 50 км при протяженности до 200-250 км. В плане хребты
имеют либо конфигурацию вытянутых овалов, сменяющих друг друга по прости¬
ранию, либо закругленных ромбов, но тогда они чаще располагаются кулисообразно.
Это ромбовидная форма хребтов ясно указывает на дробление верхних частей лито¬
сферы пересекающимися разломами на гигантский "мегакатаклазит" (или коровую
брекчию) в результате горизонтального раздавливания. В сущности сводово-глыбовые
горы представляют собой морфологический результат взаимодействия сближаю¬
щихся литосферных плит [15], или гигантских коромантийных геоблоков [16], во
внутриконтинентальных условиях - это коллизионные системы разного ранга. Рисунок
мегакатаклазита показывает, что наряду с вертикальными сводово-глыбовыми смеще¬
ниями происходят существенные горизонтальные перемещения ромбовидных блоков
относительно друг друга, и такое их "течение" во многом способствует сокращению
19

поперечных размеров горных сооружений наряду с тектоническим скучиванием. Это
последнее представляет собой весьма интересное сочетание сводовых изгибов хребтов
и окраинных надвигов, как бы ограничивающих воздымающиеся блоки клинообразной
формы - здесь есть некоторая отдаленная аналогия с выжиманием синклиналь¬
ных форм в Низких Гималаях. Но в сводово-глыбовых хребтах сводовые изгибы
и краевые козырьковые надвиги обычно представляют собой устойчивый струк¬
турный ансамбль, к которому добавляются либо осевые узкие компенсационные
грабены, либо антитетические сбросы на крыльях сводов, компенсирующие растя¬
жение их верхних частей. Поразительно то, что при существенных внутренних
перемещениях и масштабных воздыманиях по краевым надвигам сводовые изгибы
всегда сохраняются в тектоническом рельефе, и поднятия хребтов не претерпевают
блокового распада и при длительном (на протяжении всего времени новейшего
орогенеза) развитии. Это в первую очередь обусловлено тем, что перемещения
по антитетическим сбросам постоянно как бы выполаживают своды, не позволяя
выпуклым изгибам достигнуть критических значений, при этом воздымания хребтов
как бы передаются краевым надвигам [17].
Одна из характерных особенностей сводово-глыбового орогенеза - это рост (рас¬
ширение) гор за счет окружающих межгорных впадин [4]. Это достигается путем
вовлечения окраин впадин в сводовые изгибы и воздымания с формированием на
возникающих наклонных пьедесталах низкогорных и холмогорных гряд-форбергов,
ограниченных взбросами и надвигами. Хребты часто растут и по простиранию, удли¬
няясь за счет своеобразных периклинальных форбергов, распространенных, например,
в Гобийском Алтае [8]. В сущности весь комплекс разнохарактерных, но взаимо¬
связанных тектонических процессов, свойственных сводово-глыбовому (гобийскому)
горообразованию, направлен на сокращение поперечных размеров участвующих
в орогенезе верхнелитосферных пластин, и достигается это как продольным течением
блоков и удлинением горных систем, так и выведением масс в свободное верхнее
полупространство с последующей их экзогенной проработкой.
В механизме гобийского орогенеза есть одна проблема: наряду с горными хребтами-
сводами в структуре этих горных систем значительна роль глубоких межгорных
впадин с осадочным выполнением, в формационном отношении аналогичным таковому
впадин новейших рифтовых зон. Вопрос заключается в следующем: впа-
динообразование в основном предшествует главной фазе сводово-глыбовых возды-
маний (и, следовательно, возможно выделение рифтогенной стадии развития), либо эти
процессы одновременны? Рост хребтов-сводов за счет краевых частей впадин как
будто дает повод для положительного ответа на первую половину вопроса. Но рядом
мы наблюдаем и крупные некомпенсированные погружения, например впадину озера
Иссык-Куль. Ответ на этот вопрос, видимо, требует специального исследования.
Сводово-глыбовые горы преимущественно располагаются на скатах цокольной по¬
верхности. Особенно хорошо это видно у Тянь-Шаня и Алтая, под которыми наклон¬
ные грани цокольной поверхности обращены в сторону Джунгарского междугорья и в
общем повторяют (в уменьшенном виде) морфологию кровли подлитосферных асте-
нолитов. Наличие этих скатов определенно благоприятно для тектонического скучи-
вания литосферы в условиях внутриконтинентального сближения гигантских короман¬
тийных геоблоков.
Сводовый орогенез составляет характерный геодинамический процесс, в равной
мере свойственный молодым и подвижным поясам, возрожденным горам и платфор¬
менным равнинам. В последнем случае путем сводовых воздыманий формируются либо
высокие плато (Путоранский свод), либо плоскогорные страны (новейший свод
Анабарского щита, Патомское нагорье или Центральный Французский массив).
В молодых подвижных поясах сводовые воздымания свойственны линейным горным
странам - это Пиренеи, Срединный хребет Камчатки, центральная и северо-западная
части Большого Кавказа. В возрожденных горах мы видим удлиненные своды
с продольной билатеральной симметрией (Хангай, Верхоянский хребет) или изометрич-
20

ные своды с симметрией конуса (Ям-Алинский и Западно-Чукотский своды). Но во всех
этих случаях в структуре и новейшей геодинамике сводовых поднятий (этот тип
новейшего орогенеза был назван нами даурским [5]) мы видим общие черты: сложная
глыбовая морфотектоника горных стран, плато или плоскогорий заключена внутри
единого сводового вспучивания, их как бы обволакивающего. Это определяет упоря¬
доченность внутренней структуры сводов, высокую ее симметрию: на крыльях сводов
располагаются полусводы или асимметричные глыбовые поднятия с антитетическими
сбросами, падающими под центральную часть свода; в осевых или центральных частях
сводов располагаются ступенчатые глыбовые поднятия, ограниченные глубокими
долинами-грабенами.
Большим сводам свойственна повсеместно одна геоморфологическая особенность:
в их центральных частях располагаются главнейшие орографические узлы, либо по их
осевым линиям следуют водоразделы, в том числе и материковый, который именно
в больших сводовых нагорьях обретает прямолинейность и правильность положения.
Это говорит о том, что в эпоху становления современной гидросети территории боль¬
ших сводов сохраняли возвышенное положение. Это обусловлено особенностями
глубинной и геологической структур сводовых поднятий. Во-первых, они в боль¬
шинстве своем насыщены гранитоидными интрузиями преимущественно мезозойского
возраста и, во-вторых, представляют собой литосферные блоки, сложенные преиму¬
щественно породами с дефицитом плотностей. Само формирование таких легких лито¬
сферных геоблоков было обеспечено процессами мезозойских тектоно-магматических
активизаций, и молодые граниты здесь являются геологическим свидетельством ста¬
новления этих геоблоков. Они испытывают устойчивые изостатические воздымания
(всплывания), сквозные в отношении эпох орогенеза или денудационного выравни¬
вания - это одна из характерных черт даурского типа орогенеза.
Необходимо отметить, что на новейшем этапе большинство сводов испытывает
устойчивые воздымания, и лишь свод Олекминского Становика несет явные признаки
структурной деградации с сопутствующим денудационным разрушением, а геофизи¬
ческие сведения о его глубинном строении дают ясные указания на то, что он вы¬
работал свои ресурсы, обеспечивающие изостатические воздымания. К сказанному
следует добавить, что особый характер имеет и Путоранский свод, по существу пред¬
ставляющий собой инверсионное поднятие на месте максимального погружения фун¬
дамента Тунгусской синеклизы Сибирской платформы.
Глыбовый шовный орогенез свойствен возрожденным горам. Примером служит
Урал - возрожденный орогенический пояс протяженностью (вместе с Мугоджарами
и Пай-Хоем) около 3000 км при средней ширине менее 100 км. Лишь на Южном Урале
его ширина увеличивается до 150 км. Урал - это сложная система линейных горстов
и тектонических ступеней, выжатых в форме гигантского клина на границе сближаю¬
щихся геоблоков молодой и древней платформ [18]. Судя по геофизическим данным и
расчетам геотермических параметров, эта полоса глыбового тектонического скучи-
вания литосферы располагается над наклонной поверхностью подошвы литосфе¬
ры [19], но в отличие от сводово-глыбовых цепей Тянь-Шаня и Алтая скат цокольной
поверхности здесь имеет встречный наклон, как и вергентность новейшей структуры.
Примечательно, что в осевой части Урала под действием поперечного горизонталь¬
ного сжатия опережающее воздымание испытывают тела ультрабазитов, выжимае¬
мые вверх вследствие их клинообразной в вертикальном сечении формы.
Другие шовные орогены также располагаются на границах геоблоков: Тукурингра-
Джагдинское поднятие в Приамурье [5] и Сетте-Дабан у восточной окраины Сибир¬
ской платформы. У Тукурингра-Джагды вергентность меняется с южной на западе
на северную на востоке, что, видимо, обусловлено вращательными моментами у сбли¬
жающих геоблоков. Сетте-Дабан возник над погруженной окраиной кратона на месте
древних складчатых гор.
Остаточно-глыбовый (или байкальский [4]) орогенез проявляется как во внутри-
континентальных (Байкальская рифтовая зона), так и в окраинно-материковых (Се¬
21

верное Приохотье и Нижнее Приамурье) условиях. Главное в такой геодинамической
обстановке - это переукладка блоков верхней части земной коры в процессе утонения
литосферы под влиянием поперечного горизонтального ее растяжения. Это опреде¬
ляет преимущественно инверсионные погружения блоков, отделяющихся от горных
поднятий, и расширения благодаря этому межгорных впадин. В условиях окраинно¬
материкового рифтогенеза происходит также рост шельфовой области за счет горных
сооружений благодаря формированию по ее периферии краевых погруженных блоков
[5, 7]. В конечном счете, горные поднятия разрушаются, а межгорные впадины погре¬
баются шельфовыми отложениями, что хорошо видно в северной части охотоморского
шельфа [20].
В процессе рифтогенеза продолжается и рост вверх горных хребтов, сопро¬
вождающих большие грабены в качестве их противоподнятий. Это особенно хорошо
проявлено во внутриконтинентальных рифтовых зонах. И рост гор, и противо¬
положный ему процесс отделения и инверсионного погружения окраинных и преиму¬
щественно пластинчатых блоков (промежуточных ступеней) определяют возобнов¬
ление или периодическое морфологическое омоложение склонов горных поднятий.
Особенно это свойственно сбросовым тектоническим уступам. Именно поэтому горы
в пределах рифтовых зон выглядят часто более внушительно, чем значительно более
высокие хребты в сводово-глыбовых (гобийских) горных сооружениях, которые к тому
же часто прикрыты форбергами. Глубинная составляющая рифтогенеза представляет
собой процесс утонения литосферы либо с уменьшением ее толщины в сторону
шельфовых областей, либо над выступами аномальной мантии, поднимающимися до
поверхности Мохоровичича [21].
На окраинах Евразии широко проявлен глыбовый орогенез и другого типа -
в форме крупных поднятий преимущественно с односторонним наклоном их вершинной
поверхности в сторону внутренних частей континента и с различной блоковой диф¬
ференциацией тектонического рельефа. Этот тип новейшего орогенеза имеет две
разновидности. Первая - это формирование крупных глыбовых поднятий на востоке
Евразии - над побережьями окраинных морей. Это поднятия Сихоте-Алиня, Колым¬
ское и Джугджура, являющиеся морфотипом подобных форм [5,7], горы Кореи и юго-
востока Китая. Они представляют собой своеобразные противоподнятия около испы¬
тывающих интенсивные погружения областей окраинных морей: их шельфовых бас¬
сейнов, глубоководных котловин или линейных авлакогеноподобных прогибов типа
Татарского пролива. Внутренняя блоковая дифференциация в этих поднятиях велика
и во многом определяется плотностными неоднородностями верхних частей лито¬
сферы, в строении которых существенно значение интрузий молодых гранитов
и вулнаноструктур, что определяет широкое проявление автономных воздыманий
геологических тел. Береговые подзоны таких поднятий джугджурского типа характе¬
ризуются сочетанием высоких сбросовых уступов, продольных долин в их подошвах
и наклонных горстов или глыбовых поднятий.
Другой тип окраинно-материковых глыбовых поднятий представляют собой За¬
падные Гаты Индостанского субконтинента: крупный уступ ("великий эскарп") над
побережьем с промежуточными береговыми ступенями [22], ограничивающий наклонно
поднятую глыбу с вообщем-то сохраняющимися равнинными ландшафтами. Это опре¬
деляет морфологическую контрастность такого рода "окраинно-гондванских" подня¬
тий, распространенных в южных материках и субконтинентах. Они возникают как
плечипротивоподнятия межматериковых рифтов (юго-запад и юг Аравийского субкон¬
тинента) и длительно существуют и после раскола и удаления друг от друга материко¬
вых массивов, функционируя уже в качестве противоподнятий рифтов и бассейнов на
шельфах и континентальных склонах. Именно таковы Западные Гаты Индостана.
В собственно Евразии элементы морфотектоники "великих эскарпов" проявлены
скромнее. Это окраинные уступы плато Путорана и Скандинавского полуострова над
его северо-западным побережьем; отдаленные аналоги - это также уступы Ергеней
и правобережный борт долины Енисея.
22

Два типа горообразования можно назвать сквозными: они в равной мере свой¬
ственны и орогеническим поясам, и междугорьям, и платформенным областям. Пер¬
вый - это формирование аккумулятивных вулканических гор. Зоны вулканических гор
распространены на Камчатке, где либо продолжают островодужные системы, либо
наложены на линейный свод Срединного хребта. Аналогами последних являются
вулканические массивы Эльбруса и Казбека в Главном Кавказском хребте. В Среди¬
земноморском подвижном поясе, кроме того, распространены вулканические нагорья
или плато с наложенными на них высокими вулканическими конусами (Арарат, Де¬
мавенд и др.). В возрожденных орогенических поясах масштабы формирования вул¬
канических гор скромнее: вулканические массивы типа Совгаванского, Шкотовского на
Сихоте-Алине, г. Байтоушань (Пектусан) на границе Китая и Кореи, невысокие
шлаковые конусы, насаженные на базальтовые плато и покровы в Восточной Туве
и на Хангае; плато Даригацга на Восточно-Монгольской междугорной равнине.
Второй тип сквозного новейшего орогенеза - это формирование ансамблей низких
блоковых гор, своего рода ’’блоковое торошение" на фоне низких субгоризонтальных
или пологонаклонных цокольных поверхностей. Блоковые горы этого типа, видимо,
представляют собой конвергентные формы. Они распространены в центральных час¬
тях молодых подвижных поясов, например в Южном и Центральном Тибете, как бы
заполняют промежутки между большими сводами в Монголо-Сибирском поясе или
распространены вдоль Монголо-Охотского структурного шва. В междугорьях и на щи¬
тах молодых платформ они представляют собой характерные группы типа Казахского
мелкосопочника. В последних двух случаях в формировании блоковых гор большое
значение имеют автономные воздымания геологических тел, в первую очередь гра¬
нитных массивов.
Факторы новейшего горообразования
Факторы или причины новейшего горообразования многообразны и главнейшие
из них следующие. В первую очередь это взаимодействие гигантских коромантийных
геоблоков, особенно наглядное в Азиатско-Тихоокеанском сегменте Земли. Наличие
здесь крупнейшего на Земле понижения поверхности геоида говорит о насыщенности
мантии охлажденным и тяжелым материалом, причем, по расчетам [23], центры масс
тяжелых блоков залегают на глубинах до 700-800 км, а их вертикальные размеры,
следовательно, достигают 1500 м. Эти расчеты согласуются с результатами
глобальной сейсмической томографии [24]. В свою очередь Азиатско-Индоокеанский
охлажденный сектор Земли делится на два гигантских коромантийных геоблока, верх¬
няя граница которых соответствует Гималаям, а нижняя - линеаменту на разделе
ядро - мантия под южной частью Индостана, т.е. южнее примерно на 20° по широте.
Эта разница отражает величину опережающего смещения на север южного геоблока,
включающего Индостанский субконтинент относительно сопредельного Аравийского
"легкого" геоблока, величину "вдавленности" Индостана в Средиземноморский мо¬
лодой подвижный пояс. Здесь новейший орогенез во многом (в главном) определяется
взаимодействием и, в первую очередь, сближением тяжелых геоблоков. Это форми¬
рование Гималаев и внутриконтинентальной коллизионной системы во Внутренней
Азии, от Куньлуня на юге и до Алтая на севере.
Второй фактор - это подлитосферные астенолиты, определяющие цокольные воз¬
дымания орогенических поясов; у Тибет-Гималаев, например, высота цокольной
поверхности достигает 5000 м и более. Монгол о-Сибирский астенолит под одно¬
именным возрожденным орогеническим поясом определяет общее сводоподобное воз-
дымание цокольной поверхности, причем величины его находятся в прямой про¬
порциональной зависимости от вертикальных размеров астенолита [7]. Воздымания
эти имеют, видимо, двойственную природу: 1) изостатические поднятия над гигант¬
ским разуплотненным телом в верхней части мантии и 2) прогрев и разуплотнение
литосферы над ним.
23

Рельеф кровли астенолитов и астеносферы вообще влияет на процессы новей¬
шего горообразования тоже двойственным образом. В условиях горизонтального
сжатия в связи со сближением коромантийных геоблоков именно над пологими ска¬
тами астеносферной кровли формируются либо сводово-глыбовые (гобийские), либо
шовные (уральские) горы. Можно полагать, что над скатами астеносферной
кровли происходит тектоническое расслоение литосферы, способствующее диффе¬
ренцированным субгоризонтальным смещениям ее слоев с тектоническим скучиванием
в верхней литосферной пластине. В других условиях над зонами утонения лито¬
сферы осуществляется рифтогенез, причем во внутриконтинентальных условиях
к этому фактору добавляется наличие выступов аномальной мантии, поднимаю¬
щихся до раздела Мохо. На морфологию и геодинамику новейших областей горообра¬
зования воздействуют и колонны аномальной мантии, соединяющие подлитосфер¬
ные астенолиты с глубинами Земли; примером служит цокольное поднятие "горячей
линии 100° в.д." в Монголо-Сибирском поясе [25]. Этот фактор как бы сопут¬
ствует другим. Если в центральной части Байкальской рифтовой зоны цо¬
кольная поверхность располагается на высотах 450-500 м, то над "горячей ли¬
нией" в ее Хубсугульской секции высота цокольной поверхности превыша¬
ет 1600 м.
Крупные литосферные геоблоки, сложенные породами с дефицитом плотностей,
определяют развитие длительных изостатических воздыманий, сквозных в отношении
эпох тектонической активизации или относительного покоя и дунудационного срезания.
Значительная (до 50% и более объема выше цокольной поверхности) эрозионная
разгрузка районов больших сводов также, видимо, влияет на сохранение темпов
общих воздыманий.
И, наконец, плотностные неоднородности верхней части литосферы и, в первую
очередь, наличие легких тел молодых гранитоидов, вулканотектонических струк¬
тур, через эффект выталкивания (автономного воздымания) во многом опреде¬
ляют блоковую или сводово-блоковую дифференциацию высот тектонического
рельефа [26].
Горы и предгорья
Две особенности геодинамики свойственны предгорьям на новейшем тектоническом
этапе. Первая - это формирование наклонных предгорий, своего рода пьедесталов
горных сооружений. Предгорные пьедесталы - существенный элемент сводово¬
глыбовых гор, но они распространены и на границах горных систем с платфор¬
менными равнинами и междугорьями. Как правило, предгорные пьедесталы форми¬
руются на месте передовых и предгорных прогибов и представляют, таким образом,
инверсионные образования. Величины инверсионных воздыманий у них часто оказы¬
ваются наибольшими в местах максимальных погружений предгорных впадин и пере¬
довых прогибов. Даже такое молодое образование, как Индо-Гангский передовой
прогиб испытал некоторую инверсию, и долина Ганга в его пределах смещена в сторо¬
ну от гор и прижата к северной окраине Индостанского щита. Пожалуй, наибольшие
инверсионные воздымания испытал Предверхоянский передовой прогиб, где сопутст¬
вующий молодой эрозионный врез местами обусловил появление морфологических
ландшафтов, близких к низкогорью.
Вторая особенность новейшей геодинамики предгорий - это формирование анти¬
клинальных гряд и массивов. Наиболее ярко она проявлена во внутренней части
Индо-Гангского передового прогиба, где благодаря поддвигу Индостанского суб¬
континента под Гималаи (это частный элемент взаимодействия коромантийных гео¬
блоков) сформирован своеобразный аккреционный клин [27] с системой анти¬
клинальных складок Сивалика. Близкая картина наблюдается в южной подошве
Загроса, где антиклинальные гряды подобны хребтам самой горной страны.
24

Новейшие геодинамические ансамбли
Многообразие евразийской морфотектоники является естественным следствием
многообразия процессов в недрах Земли и на ее поверхности. В настоящее время ста¬
новится актуальной проблема построения моделей новейшей тектоники (морфотекто¬
ники), основанием которых является совместный анализ молодых деформаций рельефа
и глубинного строения, и задача эта может быть решена корректно, поскольку гео¬
физические сведения свидетельствуют именно о современном состоянии недр. Осо¬
бенно привлекательно для геоморфолога построение общих моделей морфотектоники
георазделов, начиная от рельефа земной поверхности и вплоть до рельефа раздела
ядро - мантия. По крайней мере, об Азиатско-Индоокеанском сегменте Земли
мы можем говорить как о новейшем геодинамическом ансамбле, охватывающем
по глубине всю мантию Земли, и в рельефе георазделов в этом секторе можно уви¬
деть сопряженность (парагенез?) их морфотектоники. Боковые (восточное и западное)
ограничения сектора, выраженные скатами поверхности геоида, транслируются на
раздел ядро - мантия. Деление сектора на два гигантских коромантийных блока,
видимо, тоже сквозьмантийное, а сами коромантийные блоки отражаются и в рельефе
поверхности ядра. В таких случаях можно действительно говорить о сопряженной
морфотектонике и геодинамике георазделов, проникая в недра Земли с тради¬
ционными геоморфологическими методами исследований.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Шульц С.С. Анализ новейшей тектоники и рельеф Тянь-Шаня // Зап. Всесоюз. геогр. о-ва. Нов. сер.
М.: ОГИЗ, 1948. Т. 3. 222 с.
2.	Хайн В.Е., Милановский Е.Е. Основные черты современного рельефа земной поверхности
и неотектоника. 1. Типы мегарельефа материковых массивов // Бюл. МОИП. Нов. сер. 1956. Т. 61. Отд.
геол. Т. 31. Вып. 3. С. 3-36.
3.	Хайн В.Е., Милановский Е.Е. Основные черты современного рельефа земной поверхности
и неотектоника. И. Типы мегарельефа переходных областей и океанов // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1956.
Т. 31. № 4. С. 3-27.
4.	Флоренсов Н.А. К проблеме механизма горообразования по Внутренней Азии // Геотектоника. 1965. №
4. С. 3-14.
5.	Уфимцев Г.Ф. Тектонический анализ рельефа (на примере Востока СССР). Новосибирск: Наука, 1984.
183 с.
6.	Флоренсов Н.А., Уфимцев Г.Ф. Типы и динамика материкового горообразования // Геология и геофи¬
зика, 1984. № 1. С. 29-38.
7.	Уфимцев Г.Ф. Горные пояса континентов и симметрия рельефа Земли. Новосибирск: Наука (Сиб.
отд-е), 1991. 169 с.
8.	Уфимцев Г.Ф. Тектонический рельеф севера Внутренней Азии // География и природные ресурсы. 1995.
№ 2. С. 5-18.
9.	Уфимцев Г.Ф., Фогт А. Юра, Веркор и Северный Прованс (Диуа и Баронни) как пример
морфотектоники внешних цепей альпийских орогенов // Геология и геофизика. 1997. Т. 38. № 12.
С. 1968-1979.
10.	Уфимцев Г.Ф. Орогены нагорного типа в альпидах Евразии // Изв. Русск. геогр. о-ва. 2000. Т. 132.
Вып. 1. С. 12-23.
11.	Соколов Б.А. Дагестанский клин как тектонотип складчато-надвиговых предгорий (к 70-летию
со времени его выделения Н.С. Шатским) // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1995. Т. 70. Вып. 4. С. 58-64.
12.	Geological Map of Nepal. Scale 1 : 100000. Katmandu, 1994.
13.	Обручев B.A. Пограничная Джунгария. Т. 3. Географическое и геологическое описание. Вып. 2.
Геологический очерк. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1940. 392 с.
14.	Чедия О.К. Морфоструктуры и новейший тектогенез Тянь-Шаня. Фрунзе: Илим, 1986. 314 с.
15.	Molnar Р., Tapponnier Р. Cenozoic Tectonics of Asia. Effects Continental Collision // Tectonophysics. 1975.
V. 189. P. 419-426.
16.	Уфимцев Г.Ф. Новейшая тектоника Азии: трансект от Индостанского полуострова и до Арктического
побережья //Тектоника неогея: общие и региональные аспекты. М.: Геос. 2001. Т. 2. С. 242-245.
17.	Уфимцев Г.Ф. О некоторых особенностях механизма развития сводовых поднятий Центрального
Забайкалья // Геотектоника. 1969. № 5. С. 115-120.
25

18.	Ufimtsev G.F. The continental rejuvenated moutain belts // Geografia Fisica e Dinamica Quaternaria. 1994. V. 17.
P. 87-102.
19.	ЧермакВ. Геотермическая модель литосферы и карта мощности литосферы на территории СССР //
Физика Земли. 1982. № 1. С. 25-38.
20.	Тектоническая карта Охотоморского региона. - М-б 1 : 2500000 / Богданов Н.А., Хайн В.Е.
М.: Фед. служба геод. и карт. России, 2000.
21.	Уфимцев Г.Ф. Морфотектоника новейших рифтовых систем Евразии //Тихоокеанская геология. 1997.
Т. 16. № 3. С. 13-28.
22.	Ollier C.D., Powar К.В. The Western Ghats and the Morphotectonics of Peninsular India // Z. Geomorphol. 1985.
Suppl. Bd. 54. P. 57-69.
23.	Тараканов Ю.А., ВинникЛ.П. Новая интерпретация ундуляций геоида на море //Докл. АН СССР. 1975.
Т. 220. № 2. С. 339-341.
24.	Kawakami S., Fujii N., Fukao Y. Frontiers of the Earth and Planetary Sciences: a Gallery of the Planetary
Worlds // J. Geol. Soc. Japan. 1994. V. 100. № 1. P. 1-8.
25.	Уфимцев Г.Ф. Горячая линия 100° в.д. в новейшей тектонике Внутренней Азии // Тектоника,
геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма. - Мат-лы совещ. М.: ГЕОС, 1999. Т. 11.
С. 218-220.
26.	Косыгин Ю.А., Малышев Ю.Ф., Романовский Н.П., Уфимцев Г.Ф. Эффект выталкивания геологических
тел по данным гравиметрии и плотностных характеристик горных пород (на примере Дальнего Востока)
// Докл. АН СССР. 1979. Т. 249. № 5. С. 1176-1180.
27.	Mugnier J.-L., Mascle G., Faucher Th. La Structure des Siwaliks de 1’Ouest Nepal: un prisme d'auretion
intracontinental // Bull. Soc. Geol France. 1992. T. 163. № 5. P. 585-595.
ИЗК СО РАН, Иркутск	Поступила в редакцию
03.05.2001
NEOTECTONICS OF MOUNTAINS IN EURASIA
G.F. UFIMTSKV
Summary
Mechanisms of N-Q orogeny in the new-formed and regenerated orogenic belts, intermountain and platform regions
of Eurasia are described. The development of fold, nappe-thrust, arch and arch-block mountains is described in details,
as well as formation of intracontinental and marginal rifts, suture-block orogens and block mountains of the periphery
of the continent. The factors of neo-orogenesis within the continent interior are discussed.
УДК 551.435.13 -> 556.537 (23)
© 2002 г. P.C. ЧАЛОВ
ГОРНЫЕ РЕКИ И РЕКИ В ГОРАХ: ПРОДОЛЬНЫЙ ПРОФИЛЬ,
МОРФОЛОГИЯ И ДИНАМИКА РУСЕЛ1
Речные долины и русла рек представляют собой важнейший элемент природы
любой горной страны. В свою очередь русловые процессы являются одним из ведущих
факторов формирования геоморфологического ландшафта, обусловливая вертикаль¬
ное расчленение гор. Горные реки отличаются от равнинных морфологией своих ру¬
сел, характеризуются абсолютным преобладанием направленного врезания, большой
крутизной и изменчивостью по длине уклонов продольных профилей, часто их ступен¬
чатостью и невыработанностью, галечным, галечно-валунным и валунным составом
аллювия, его незначительной подрусловой мощностью, наличием или преобладанием
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 00-05-64690).
26

скальных участков, где водный поток непосредственно контактирует с коренным
ложем. Все это определяет специфику русловых процессов, которые на горных реках
связаны с бурным течением, проявляющемся в своеобразии форм движения наносов
и, как следствие, морфологии русел. Во многих случаях русловые процессы череду¬
ются во времени с деятельностью селевых потоков или последние своими выносами
из боковых притоков оказывают существенное влияние и на продольный профиль
принимающей реки, и на состав наносов, и на тип ее русла.
Однако не всякая река в горах является горной по характеру русловых процессов,
т.е. следует различать горные реки и реки в горах. Действительно, русловые процес¬
сы - это совокупность явлений, связанных с взаимодействием потоков и грунтов,
слагающих их ложе, с одной стороны, эрозией, транспортом и аккумуляцией наносов -
с другой [1]. Обе составляющие (взаимодействие, эрозия - транспорт - аккумуляция)
определяются кинематикой потока, т.е. соотношением его скорости v и глубины Л,
выраженными через число Фруда Fr = aV (здесь а - корректив скорости Кориолиса),
gh
критическое значение которого равно 1. При Fr < 1 потоки спокойнее, их уклон
меньше, а глубина - больше критических значений; при Fr > 1 они бурные, уклон
больше, а глубина меньше критических. Специфика воздействия бурных потоков на
свои русла и их отличие от спокойных, транспорта наносов бурными потоками
(с образованием гряд антидюнной формы; безгрядового, т.е. бесструктурного переноса
обломочного материала; индивидуального перемещения крупных обломков - валунов,
глыб) детально и достаточно полно были охарактеризованы Н.И. Маккавеевым [2],
а затем в ряде работ автора [3-7], В.Ф. Талмазы и А.Н. Крошкина [8], З.Д. Копалиа-
ни и В.В. Ромашина [9]. Особое место занимают исследования Н.В. Хмелевой
и Н.Н. Виноградовой [10], позволившие выявить на основе многолетних стационарных
наблюдений закономерности формирования аккумулятивных форм руслового релье¬
фа - побочней на больших горных реках и механизм переноса крупных обломков в
верхних звеньях речной сети в горах.
Реки с бурными потоками и соответствующими им условиями и формами
взаимодействия с ложем, эрозии, транспорта и аккумуляции наносов являются
горными, со спокойными потоками - равнинными. Выделяются также полуторные реки
[2-4], имеющие переменный режим кинетичности (в паводки их потоки бурные, в
межень - спокойные) и являющиеся по этому признаку переходными по типу русловых
процессов между горными и равнинными.
Условия перехода от спокойного режима течения к бурному, от равнинных рек
к горным определяются через критический уклон по формулам [5]
kgd§b %v %
ар'"Л
(2)
где dcр - средняя крупность руслообразующих наносов (аллювия), Ьр - ширина русла,
v - скорость потока, Q - среднегодовой расход воды, F - площадь бассейна,
а - коэффициент Кориолиса, к - коэффициент. Используя связь площади бассейна с
порядком реки F = к{ e{)MN и ее водностью Q = k2e()M)N, можно получить [11, 12]
'кр =
ае
Мн/З
(3)
где N - порядок реки, по схеме А. Шайдеггера. Отсюда, чем больше размер реки (ее
водоносность, площадь, порядок), тем меньше критический уклон; с другой стороны,
увеличение крупности наносов повышает его значения.
27

Горные реки никогда не бывают по составу аллювия (руслообразующих наносов)
песчаными, так как скорости течения в них в несколько раз превышают неразмы¬
вающие ии для песка и даже мелкой гальки. По данным Ц.Е. Мирцхулавы [13], при
глубине потока 1 м ин для наиболее крупных гравелистых песков (dcp = 0.9-1.3 мм)
колеблется в пределах 0,70-0.89 м/с в зависимости от их однородности (степени
сортированности), тогда как фактические скорости при той же глубине даже при
минимальных уклонах, свойственных горным рекам, всегда больше 1 м/с, достигая
3.7 м/с [8] при максимальных значениях 4.8 м/с [14]. При этом мелкие валуны
(й?ф = 150 мм) начинают перемещаться при скоростях больше 1.60-1.98 м/с потоком
глубиной 0.5 м и 2.14-2.52 м/с глубиной 1.0 м. Соответственно более мелкие наносы
переходят во взвесь и не являются руслообразующими, лишь кольматируя галечно¬
валунные отложения при формировании отмелей в периферических частях русла
с малыми скоростями течения.
Известно, что продольный профиль реки в условиях, близких к выработанному,
описывается уравнением [2]
QmI = const,	(4)
где т - коэффициент, равный приблизительно 2/3 и различающийся у разных исследо¬
вателей в зависимости от Q; величина const определяется шероховатостью ложа,
формой живого сечения и другими характеристиками русла. При прочих равных
условиях, чем больше (длиннее) река и соответственно площадь ее бассейна
и водность, тем меньше уклоны и больше вогнутость продольного профиля.
Поэтому чем ближе водораздельные хребты находятся к границе горной страны
и предгорной равнинной области (Большой Кавказ, Заилийский Алатау), тем ко¬
роче и маловоднее пересекающие горную страну реки, больше их уклоны, и все они
по русловым процессам являются горными. Лишь наиболее крупные из них
(с площадью бассейна больше 100 км2) имеют в пограничной (горы - равнины) зоне
уклоны, меньшие, чем соответствующие горным рекам, и они еще в пределах
горной области становятся (по типу русловых процессов) полугорными (Мзымта,
Бзыби, Кодори, Ингури - реки, начинающиеся на склонах Главного Кавказского
хребта и впадающие в Черное море).
В больших по территории и орографически сложных горных странах (Алтай,
горы Восточной и Южной Сибири, Средней Азии) увеличение водности рек (пло¬
щади бассейнов более 10000 км2) обеспечивает снижение уклонов до значений,
характерных для полуторных (Катунь, Бия на Алтае) и равнинных рек (меньше
0.30-0.50 %о). Например, верхняя Лена [15] на участке Качуг - Усть-Кут - устье
Киренги, протекающая среди гор Прибайкалья, имеет уклоны 0.32-0.11 %с (пло¬
щадь бассейна у Качуга - 17.4 тыс. км2, ниже устья Киренги - 140 тыс. км2;
среднегодовые расходы воды у Качуга - 87.6, у Усть-Кута - 295 и ниже устья Ки¬
ренги - 950 м3/с). Однако равнинные (по русловым процессам) реки имеют в го¬
рах галечное или галечно-валунное русло. Таковы верхняя и средняя Лена и ее
большие притоки (Киренга, Витим, Олекма, Алдан), Енисей, протекающий по гра¬
нице Среднесибирского плоскогорья, Томь в пределах Кузбасса, верхний Амур.
Это связано как с непосредственным поступлением в реки крупнообломочно¬
го материала с горных склонов (в бассейне верхней и средней Лены они по¬
крыты курумами и осыпями), так и с выносами галечно-валунных наносов из горных
притоков.
Такой состав руслового аллювия на равнинных реках горных областей создает
внешнее сходство их с собственно горными реками, однако они отличаются от них
механизмом формирования русла и транспорта наносов [16], обусловливающих боль¬
шую устойчивость русел, формирование галечно-валунных гряд с асимметричным
(нормальным) профилем и т.д.
28

Продольный профиль и вертикальные русловые деформации
В соответствии с уравнением (4) продольный профиль реки, имеющей нарастаю¬
щую от верховьев к низовьям водность, характеризуется вогнутой формой, причем
стрела его прогиба смещена к верхнему течению [2, 17]. Это, однако, не исключает
определенной волнистости продольного профиля (рис. 1, А) даже в условиях, когда он
является выработанным, т.е. река характеризуется выровненной по длине транспор¬
тирующей способностью потока. Проявляясь в местных увеличениях уклонов, такая
волнистость наиболее характерна для рек, полностью протекающих в горах, причем
не только горных и полугорных, где она выражена наиболее отчетливо, но и рав¬
нинных, в том числе крупнейших, если они последовательно пересекают межгорные
впадины и горные массивы. Первый случай (реки в горах) связан с консеквентным
расположением реки, заложенной по нормали к водораздельному и боковым хребтам
и внутригорным впадинам между ними или чередованию консеквентных (поперек хреб¬
тов) и субсеквентных (параллельно им) участков. Второй случай можно проиллюстри¬
ровать двумя примерами. Средний Амур [18] в пределах Зейско-Буреинской равнины
имеет уклоны 0.085-0.099 %с\ пересекая Малый Хинган на участке длиной около
100 км его уклоны возрастают вдвое - до 0.185 %©, хотя и остаются соответствую¬
щими равнинной реке. На верхней Лене [15] уклоны снижаются от 2.82 %с в верховьях
до 0.11 %с к устью р. Киренги, ниже возрастают до 0.17 %с (река здесь расчленяет
Байкало-Патомское нагорье); далее вниз по течение к устью Олекмы они вновь
уменьшаются до 0.05 %о и таковыми сохраняются до дельты, несмотря на то, что
перед ней на протяжении нескольких сотен километров река течет в "Ленской трубе"
между Хараулахскими горами и кряжем Чекановского.
Пересечение реками различных морфоструктур сопровождается сменой геологиче¬
ского строения, литологии и инженерно-геологических характеристик горных пород.
Это определяет поступление разного в отношении устойчивости к дроблению, истира¬
нию, выветриванию и соответственно неоднородного по крупности обломочного
материала. Так как
<*Ф=*/а9,	(5)
то увеличение или уменьшение крупности среднего диаметра донных руслообра¬
зующих наносов должно приводить к соответствующим изменениям уклона реки.
Зависимость (5) характеризует гидравлическую сортировку аллювия, однако известно
[2], что уклон реки отражает затраты энергии потока, в том числе на перемещение
наносов, и численно равен гидравлическому уклону, представляющему собой сумму
потерь энергии потока, отнесенной к единице длины потока. Чем крупнее наносы,
транспортируемые рекой, тем больше должен быть уклон, поскольку растут затраты
энергии потока на их транспорт. Поскольку, по Шези - Маннингу, уклон пропорцио¬
нален квадрату скорости (и =— й^/^), то
п
dq, =ftv2)	(6)
Заменяя глубину потока h выражением h = —
Ьр vbp
получаем
^cp=^av-8/a6,
(7)
причем произведение QI отражает мощность потока; коэффициент к, как и в (5), имеет
региональный смысл. Это соотношение более точно отражает сущность изменения
крупности обломочных частиц й?ф, чем ранее использованное Jcp = f(v) [7, 19], так как
квадрат скорости определяет кинетическую энергию и силу скоростного напора,
сдвигающую частицы. Близкий результат был получен А.Н. Крошкиным [8], но без
29

24-
Рис. I. Продольные профили (1) и изменение средней крупности dcp руслового аллювия (2)
А - на р. Кодори, Западный Кавказ; 15 - на реках Катунь (а) и Чуя (б), Алтай. IV, V - профили четвертой
и пятой террас р. Кодори
учета ширины русла, изменения которой приводят к рассредоточению или концентра¬
ции потока, увеличению или уменьшению удельной его мощности:
Учитывая значение крупности наносов в формировании уклона рек и изменения
транспортирующей способности потоков, модель выработанного продольного профиля
была получена в виде [20, 21]
На равнинных реках с песчаным составом наносов и на крупнейших равнинных
реках с галечно-валунными наносами, где огромная мощность потоков обусловливает
возможность транспортировки крупных обломков [7, 8], их размеры, как и на песчаных
реках, несоизмеримо малы по сравнению с глубиной потока; поэтому крупностью нано¬
сов как фактором, определяющим шероховатость русла, можно пренебрегать. В этом
случае формула (9) приобретает вид (4).
Таким образом, выработанный продольный профиль горных рек и равнинных рек,
протекающих в горах и имеющих галечно-валунный аллювий, может иметь волнисто¬
вогнутую форму. Степень приближения к нему реальных продольных профи¬
лей рек определяется интенсивностью вертикальных русловых деформаций, в горных
странах - в основном врезанием рек, хотя в отдельных случаях процесс выравни¬
вания транспортирующей способности потоков в горах достигается направленной
аккумуляцией наносов.
Тектоническое поднятие горных стран обусловливает абсолютное преобладание
врезания рек, протекающих в горах. При выработанном продольном профиле скорости
обоих процессов - поднятие и врезание, должны быть равны; при невыработанном
профиле врезание либо отстает от поднятия, что приводит к увеличению уклонов
и общей крутизны продольного профиля по всей речной системе, либо превышает его.
В первом случае не выработанность профиля становится со временем все больше. Так
как при этом рост уклонов приводит к увеличению мощности потока (при неизменной
водности реки), врезание постепенно интенсифицируется. Во втором случае профиль
русла приближается к выработанному, и интенсивность врезания становится меньше.
Условия превышения скорости поднятия над врезанием иллюстрирует рис. 1, Л, на
котором наряду с современным профилем реки показаны профили IV и V террас
(8)
(9)
30

Рис. 2. Изменение кривых связи расходов воды и уровней
А - вследствие врезания реки (р. Чаткал, Западный Тянь-Шань, г.п. Худодой); Б - вследствие направленной
аккумуляции наносов (р. Амур, Сихотэ-Алинь, г.п. Комсомольск-на-Амуре)
р. Кодори (Западный Кавказ). При поднятии Большого Кавказа в его осевой зоне
10 мм/год [22] интенсивность врезания рек, определенная разными методами [23-26],
оценивается в 0.5-7.0 мм/год. Превышение поднятия над врезанием привело к тому,
что крупность аллювия на высоких террасах меньше, чем на низких и в современ¬
ном русле. Используя зависимость (5), было получено [24], что уклон русла Кодори
на участке выхода реки из гор в предгорья в период формирования V террасы был
в 1.9 раза меньше современного (3.3 %с против 6.2 %с). Такие же скорости врезания
определены А.А. Никоновым [26] для рек не только Кавказа, но и гор Средней Азии,
Карпат, Монгольского нагорья и других горных стран. Однако в условиях ступен¬
чатости продольных профилей в сложно построенных горных системах на отдель¬
ных участках возможно врезание рек с намного большей интенсивностью. Так,
С.К. Хакимов [19] по кривым связям расходов воды и уровней для рек Западного Тянь-
Шаня (Пскем, У гам, Чаткал) за несколько десятков лет установил, что эти реки
врезаются со скоростью 1-7 см/год (рис. 2, А). С максимальной скоростью они вре¬
заются в узких ущельях, где поток стеснен скалами, а их русла практически лишены
галечно-валунного покрова. Благодаря большим скоростям течения (до 5 м/с и более)
во время паводков наносы транзитом проходят через такие участки, а поток непо¬
средственно контактирует со скальным ложем; влекомые потоком галька и валуны
коррадируют ложе, разрушая слагающие его горные породы и способствуя ускорению
врезания реки. Еще больше скорости врезания горной реки (до 30-40 см/год) были
описаны на р. Алабуга (Центральный Тянь-Шань) как следствие прорезывания рекой
толщи трудноразмываемых пород, являющейся водоупором, и последующего форми¬
рования русла в легкоразмываемых алевролитах [27]. При этом морфологические
признаки (широкие аллювиальные равнины - главные или ’’цикловые" террасы; глу¬
боко, до 100-150 м, врезанные в них каньоны; висячие устья притоков и т.д.) свиде¬
тельствуют о широком распространении, хотя и на отдельных участках рек, интенсив¬
ного врезания рек, существенно превышающего усредненные характеристики [28].
Подобный эффект активизации врезания был рассмотрен Н.И. Маккавеевым [2],
который, классифицируя продольные профили рек по преобладающим процессам
трансформации, отнес их к типу профилей рек, "находящихся в стадии усиленной
эрозии" (с. 215) и являющихся невыработанными, отличающимися "тем, что в одном
из звеньев всей русловой системы или на отдельных участках главного ствола
и основании его ветвей наблюдается более высокая интенсивность... эрозии" (с. 217).
31

Большие реки горных стран, равнинные по русловым процессам, как правило,
характеризуются медленным врезанием, устанавливаемым лишь иногда (например,
для средней Лены со скоростью 0.5 мм/год) по кривым связей расходов воды и уровней
[29]. В большинстве случаев очень малая интенсивность процесса не позволяет за пе¬
риод наблюдений на гидрологических постах оценить скорости врезания. Однако о нем
свидетельствует преобладание врезанного типа русла вплоть до узких и глубоких
ущелий и каньонов, дефицит руслообразующих наносов и непосредственный контакт
потока с коренным ложем, цокольные поймы небольшой ширины (меньше ширины
русла), обрамляющие выпуклые берега врезанных излучин или развитые на островах,
останцы надпойменных поверхностей на островах и т.д.). Таковы Витим [30], Алдан
[31], Яна при пересечении Куларского горного массива [32]. Вместе с тем в ряде
случаев при пересечении равнинными реками горных массивов (средний Амур
в пределах Малого Хингана) постоянное положение кривых Q = /(#) объясняется тем,
что темпы поднятия и темпы врезания совпадают, и выходы на дне по всей длине
участка скальных коренных пород создают своеобразный естественный "водослив
с широким порогом" [18], понижения отметок которого вследствие врезания компенси¬
руется их поднятием на такую же величину.
Процессы систематической направленной аккумуляции наносов в принципе не
характерны для горных рек. Они проявляются лишь в случае образования подпрудных
озер (при горных обвалах, выносе селевого материала из притоков, как это произошло
в 2000 г. на р. Баксан у г. Тырныауза, и т.д.), ограничиваясь короткими участками.
Более распространено это явление на больших равниных реках в горах. Например,
аккумуляция наносов отмечена на верхнем Енисее в пределах Шушенской котловины,
испытывающей погружение относительно окружающих ее хребтов Западного
и Восточного Саяна и Кузнецкого Алатау [33]. Нижний Амур аккумулирует наносы
на всем своем протяжении от слияния с р. Уссури до устья даже при пересечении
им северных отрогов Сихотэ-Алиня (рис. 2, Б), что является следствием общего
прогибания земной коры. Скорость аккумуляции оценивается в среднем величиной
0.56-1.2 мм/год [34]. Здесь на участке врезанного русла Амура происходит
образование приустьевых озер (озер подтопления) на всех его притоках, устья кото¬
рых отделяются от русла главной реки прирусловыми валами. Некоторые из этих озер
соответствуют наиболее пониженным блокам земной коры (Болонь, Кизи, Удыль).
Типы русловых процессов и их вертикальная зональность
Большой диапазон уклонов определяет разнообразие условий взаимодействия
потоков и ложа рек, транспорта наносов и развития форм самого русла и рельефа
русел горных рек. Поэтому последние по русловым процессам разделяются на
несколько типов - горные с развитыми аллювиальными формами, горные с неразви¬
тыми аллювиальными формами, порожисто-водопадные и селевые. Подобно тому, как
в зависимости от крупности наносов и размеров реки (ее водности, площади бассейна и
порядка) осуществляется переход от равнинных к полугорным и горным рекам [ 1-3],
который из типов русловых процессов горных рек развивается в определенном интер¬
вале уклонов, нижнее значение которых является критическим (таблица). При этом
вследствие различий в шероховатости, создаваемой наносами разной крупности (галеч¬
ными, мелко- или крупновалунными, валунно-глыбовыми), реки одного размера
характеризуются разными типами русловых процессов, что определяет скользящие
интервалы уклонов, соответствующих каждому из них. Механизм русловых процес¬
сов горных рек каждого типа подробно рассмотрен в ряде работ автора [1, 3, 7] и
А.Н. Крошкиным [8], давшим им другие названия (предгорно-равнинные с грядовым
движением наносов; горно-предгорные с переходной формой транспорта наносов;
высокогорные с безгрядовым движением наносов).
Вследствие зависимости типов русловых процессов на горных реках от уклона при
вогнутой форме продольных профилей создается вертикальная зональность в их
32

Типы русловых процессов горных рек и рек в горах и соответствующие им интервалы уклонов (%«) в
зависимости от их размеров (площади бассейна и порядка)
Уклоны рек с площадью бассейна, км2
Типы русловых процессов
> 1000
1000-100
100-10
< 10
порядка (по схеме А. Шайдеггера) [12]
>8.3
9.0-3.0
5.6-2.0
<2
Равнинный
< 0.3-0.5
< 0.5-0.7
<5-7
< 10-15
Полуторный
0.3-7
0.5-7
5-10
10-20
Горный
а) с развитыми аллювиальными
1.0-14
5-17
7-30
15-80
формами,
б) с неразвитыми аллювиальными
2.0-20
7-40
18-70
25-125
формами,
в) порожисто-водопадный,
>4.0
>20
>25
>40
г)селевой
-
> 15-30
> 30-100
>70
Скальное русло	При всех уклонах
распространении: от предгорий к высокогорью происходит последовательная смена
полуторного русла различными типами горных вплоть до порожисто-водопадного [35,
36]. По-видимому, поэтому А.Н. Крошкин [8] дал названия типам русла в соответ¬
ствии с высотными поясами (высокогорный, горно-предгорный, предгорно-равнинный).
Подобная схема вертикальной зональности русловых процессов на горных реках
прослеживается на южном склоне Западного Кавказа, в Карпатах, других горных
областях, в которых от главного водораздельного хребта до предгорных равнин
(на Кавказе до побережья Черного моря) основные реки имеют преимущественно
консеквентное направление. По долинам основных рек (Бзыби, Кодори, Ингури, Риони
на Кавказе, Стрыя, Тиссы в Карпатах, образующих глубокие ущелья) из-за их про¬
дольных профилей зоны распространения аллювиальных типов русел горных рек как
бы втягиваются в высокогорную область, достигая подножья главных водораздельных
хребтов. Поэтому конфигурация зон распространения тех или иных типов русел гор¬
ных рек оказывается довольно сложной. Например, горы Кавказа характеризуются
преимущественным развитием на реках порожисто-водопадных русел, образующих
наиболее обширную по площади зону (рис. 3, Л). По направлению к Черноморскому
побережью она сменяется последовательно зонами распространения русел горных рек
с неразвитыми аллювиальными формами, с развитыми аллювиальными формами, по¬
луторных рек, а в пределах Колхидской низменности - равнинных рек. Вдоль основных
рек зона распространения порожисто-водопадных русел резко сокращается по ширине,
ограничиваясь южными склонами Главного Кавказского хребта, тогда как другие зоны
образуют вытянутые вверх по долинам рек "языки". Граница между зоной рас¬
пространения горных русел с развитыми аллювиальными формами и зоной развития
полугорных рек, оконтуривающая область приморских низменностей, вытянута субпа¬
раллельно Главному Кавказскому хребту.
В то же время реки северного склона Большого Кавказа отличаются ступенча¬
тостью продольных профилей. Таков Терек [37], в самых верховьях которого уклон
реки составляет 60%о, но в пределах Бежитинской депрессии и Кобийской котловины
уменьшается до 9-12%с. Местное увеличение уклона между ними отмечается в ущелье
Трусовской Косары, где средний уклон составляет 20%о. В Хевском ущелье уклоны
увеличиваются до 20%с, но снова уменьшаются до 8-9%о в Армхи-Джераховской
депрессии. Уклон реки резко увеличивается до 55%о в Дарьяльском ущелье при
пересечении рекой Скалистого хребта. Начиная отсюда и вплоть до предгорной
2 Геоморфология, №3
33

Рис. 3. Схемы вертикальной зональности горных областей по распространению различных типов русловых
процессов на реках
А - при вогнутых продольных профилях рек, близких к выработанным (южный склон Западного Кавказа);
Б - в условиях активной селевой деятельности (северный склон Заилийского Алатау).
Типы русловых процессов (а) и районы их распространения (б): 1 - равнинные, 2 - полуторные, 3 - горные
с развитыми аллювиальными формами, 4 - горные с неразвитыми аллювиальными формами, 5 - порожисто-
водопадные, 6 - селевые. Прочие обозначения: 7 - селевые отложения (возраст более 15 лет), 8 - оси
главных хребтов (Главного Кавказского, Заилийского)
34

области происходит закономерное уменьшение уклона, и на Северо-Осетинской равни¬
не он составляет 2,2%с. Ниже по течению в Эльхотовских воротах (Сунженский
хребет) имеется перегиб продольного профиля реки: уклон увеличивается до 2,8%о.
От истока до Эльхотовских ворот в горной части Терек представлен различными
типами горных русел: порожисто-водопадным; с неразвитыми аллювиальными форма¬
ми и безгрядовым движением наносов; с развитыми аллювиальными формами и грядо¬
вой структурой руслового рельефа и лишь в пределах Северо-Осетинской равнины -
полуторным руслом. Ниже Эльхотовских ворот наблюдается переход от полуторного
русла к равнинному. В результате на Тереке наблюдается распространение горного
русла в пределы предгорий, а полуторного - в пределы равнины. Аналогичное соотно¬
шение между типами русел и орографическими элементами отмечено [38] на малых
горных реках Западного Тянь-Шаня.
Таким образом, по длине Терека происходит изменение типа русла в направлении
увеличения его "горности" несколько раз. В самых верховьях и в ущельях русло
порожисто-водопадное. В расширениях долины на коротких отрезках в их верхней час¬
ти и перед входом в ущелье русло характеризуется неразвитыми аллювиальными фор¬
мами, но в основном здесь развиты многочисленные галечные формы руслового релье¬
фа, которые обусловливают преобладание здесь горного русла с развитыми аллю¬
виальными формами. Характерно, что порожисто-водопадное русло в верховьях
и в ущелье Трусовской Косары является скальным; скопления валунов и глыб здесь
сравнительно редки. Основной фон они создают в Хевском ущелье. В Дарьяльском
ущелье русло селевое; его морфологический облик определяется мощными выносами
из селевых притоков глыбово-валунного материала. Формирование русла Терека среди
селевых накоплений обусловливает резкое изменение мутности потока: если выше по
течению его поток практически лишен взвешенных наносов, то ниже мутность воз¬
растает в сотни раз, а цвет воды становится грязно-фиолетовым. Повышенная мут¬
ность Терека объясняет образование мощного пойменного наилка на широкопой¬
менных участках реки ниже по течению, еще в пределах горной зоны, что вообще
не характерно для горных рек и рек в горах, в большинстве своем характеризую¬
щихся малой мутностью.
В других горных областях, отличающихся ступенчатыми продольными профилями
рек, наличием обширных внутригорных котловин и местных базисов эрозии (Алтай,
Центральный Тянь-Шань, Памир), наблюдается неоднократное изменение типов русел
вниз по течению, связанное с крупными перегибами продольного профиля. Так, русла
рек, впадающих в оз. Иссык-Куль (Тюп, Джаргалан), по своему распространению соз¬
дают вертикальные зоны от имеющей порожисто-водопадные русла, приуроченной
к хребтам Терскей-Алатоо и Кунгей-Алатоо, до зоны с руслами полугорного типа,
опоясывающей Иссык-Кульскую котловину и достигающей северного и южного
побережья озера, и равнинными, вытянутыми вдоль низовий рек, впадающих в озеро
с востока. К западу от оз. Иссык-Куль вдоль Чуйской долины последовательность
изменения типов русел повторяется. Другим примером служат реки бассейна верхней
Амударьи с крутым перегибом продольного профиля на границе Восточного и Запад¬
ного Памира. На Восточном Памире у них большие уклоны и порожисто-водопадные
русла в верховьях, в пределах хребтов Заалайского, Сарыкольского и других. Далее
вниз по течению реки протекают в слабоврезанных долинах, имеют небольшие
уклоны и в основном русла с развитыми аллювиальными формами. При переходе на
Западный Памир эти же реки образуют глубокие ущелья, уклоны русел возрастают
в десятки раз, они становятся порожисто-водопадными. Лишь постепенно уклоны
рек Пянджа, Сурхоба, Обихонгоу уменьшаются, вновь развиваются аллювиальные
типы русла.
На Алтае также абсолютно преобладают горные типы русла [39] по всей длине
рек. Однако благодаря сложности геоморфологического строения на Чуе во внутри¬
горных котловинах (Чуйской и Курайской степях) русло на протяжении участков
длиной до 40 км равнинное, а смена типа русла от горного порожисто-водопадного до
2*
35

горного с развитыми аллювиальными формами и даже равнинного происходит не менее
трех раз (рис. 1, Б), На Катуни на фоне закономерного изменения русла от высо¬
когорья (горное порожисто-водопадное) к предгорьям (полуторное и равнинное) наблю¬
дается сложное чередование участков с разными типами горного русла: во внутригор-
ных котловинах - горное русло с развитыми аллювиальными формами, на участках
пересечения хребтов - горное русло с неразвитыми, аллювиальными формами.
Ступенчатость продольного профиля и неоднократное изменение типов горных
русел возникают в устьях селевых притоков. Конусам выноса селей соответствуют
крупные перегибы профилей, выше которых форма их вогнутая, причем тип русла
меняется от порожисто-водопадного до полуторного, после чего происходит увеличение
уклонов, на порядки величин растет крупность наносов (мелкогалечные замещаются
валунно-глыбовыми), русло вновь становится порожисто-водопадным. Подобная "селе¬
вая" предопределенность невыработанности ступенчатого профиля и смена типов
русел свойственна Баксану и ряду других рек Северного Кавказа, Варзобу (Памиро-
Алай), Алаарче и другим рекам северных склонов Киргизского хребта и Заилийского
Алатау [40].
Таким образом, высотные зоны, в пределах которых развиты те или иные типы
горных русел, оказываются в подобных случаях довольно сложными и неоднократно
повторяющимися в зависимости от орографии горной области.
В условиях активной селевой деятельности и избыточного поступления обломочного
материала со склонов, как правило необлесенных, продольный профиль рек в целом
оказывается более крутым, чем у таких же по водности рек, но с меньшим поступ¬
лением материала. В результате границы зон распространения порожисто-водопадных
и горных русел с неразвитыми аллювиальными формами смещаются вниз по течению
основных рек, иногда полностью исчезает вероятность проникновения вдоль них
в горную область типов русел, соответствующих низкому поясу гор и предгорий.
В результате высотные зоны с определенным "горным" типом русловых процессов
отличаются субпараллельным расположением по отношению к осевой зоне горного
массива. Обычно это характерно для передовых хребтов, непосредственно
граничащих с предгорной или равнинной областями. Таковы реки, стекающие
с Чаткальского хребта [38] и Заилийского Алатау [40], долины которых заполнены
селевыми отложениями, а русла являются селевыми. Однако в зависимости от
продолжительности межселевого периода последние под воздействием водного потока
трансформируются в соответствии с уклоном и крупностью обломочного материала
в порожисто-водопадное или горное с неразвитыми аллювиальными формами. При
этом зоны их развития, как и селевых русел, могут распространяться на предгорную
область, где реки формируют конусы выноса, на которых они разбиваются на рукава,
каждый из которых имеет горные русла того или иного типа. На реках Чаткальского
хребта [38] вплоть до предгорий протягивается зона распространения порожисто¬
водопадных русел, а горные русла с развитыми аллювиальными формами встречаются
уже за пределами горной области, быстро сменяясь руслами полуторного типа. При
этом у рек, водосборы которых лишены растительного покрова, а на склонах гор
широко развиты эрозионные процессы (Заркент, Паркент), конусы выноса селей
находятся уже в предгорьях. В то же время в долине р. Сукок, где 50-60 лет
проводились лесомелиоративные работы, имеются лишь следы былой селевой
деятельности, русло реки превратилось в горное с неразвитыми аллювиальными
формами, а близ выхода в предгорья - в горное с развитыми аллювиальными фор¬
мами. В бассейне р. Чирчик, где склоны долины р. Акташ были полностью облесены
еще в конце XIX в., благодаря сокращению количества поступающего обломочного
материала и в процессе врезания уклон уменьшился и сформировалось русло с раз¬
витыми аллювиальными формами, тогда как в соседней долине, склоны которой
практически лишены лесной растительности, русло селевое.
Реки Заилийского Алатау (рис. 3, Б) в большинстве своем характеризуются интен¬
сивной селевой деятельностью, и селевые русла или порожисто-водопадные на селе¬
36

вых отложениях (сели проходят с интервалами более 15 лет, и за это время русло
трансформируется водным потоком) распространены вплоть до предгорной области
и конусов выноса. Исключение составляет р. Тургень, русло которой полностью утра¬
тило селевой облик, так как последний сель здесь прошел в 1841 г. Для Тургеня ха¬
рактерна типичная для неселевых рек последовательная смена типов русел от поро¬
жисто-водопадного в верховьях до полугорного при выходе из гор на предгорную нак¬
лонную равнину.
Таким образом, вертикальная зональность русловых процессов на горных реках
в зависимости от степени выработанности продольных профилей рек, их формы, а так¬
же селевой деятельности как на самой реке, так и на притоках может быть четырех
видов: 1) с проникновением в средне- и высокогорные области вдоль долин главных
консеквентных рек зон распространения русел полуторных или горных с развитыми ал¬
лювиальными формами; 2) с неоднократным чередованием вдоль рек всех типов рус¬
ловых процессов; 3) с субпараллельным расположением зон и последовательной сменой
их от осевой зоны (высокогорье) до предгорной порожисто-водопадных русел горными
аллювиальными и полугарными; 4) с распространением только селевых или порожисто¬
водопадных русел.
Морфодинамические типы русел и горизонтальные
русловые деформации
В соответствии с морфодинамической классификацией речных русел [7, 41] при
любом типе русловых процессов русла рек могут быть врезанными, адаптированными
или широкопойменными (что соответствует условиям ограниченного или свободного
развития русловых деформаций в зависимости от геолого-геоморфологического строе¬
ния территории), характеризоваться той или иной морфологией (излучины, разветвле¬
ния, относительно прямолинейное русло и их разновидности) и особенностями перефор¬
мирований (горизонтальных деформаций). Среди горных рек по первому признаку пре¬
обладают врезанные, хотя по мере уменьшения уклонов и расширения долины, а так¬
же во внутригорных впадинах и на субсеквентных участках русла являются широко¬
пойменными. Последние доминируют при выходе рек в предгорья, но пересечение ими
здесь различных по своей морфоструктуре участков обусловливает наличие и других
геоморфологических типов русла (врезанных, адаптированных).
В то же время формирование русла с той или иной морфологией происходит при
определенном сочетании гидравлических характеристик потока, крупности и состава
наносов. Например, для образования излучин требуется определенное сочетание меж¬
ду расходом воды и уклоном [2]. При малых значениях этого соотношения, что харак¬
терно для порожисто-водопадных и русел с неразвитыми аллювиальными формами,
типичные излучины не формируются. Русла обычно прямолинейны или в широкопой¬
менном русле разветвляются на рукава, причем каждый рукав может быть порожисто¬
водопадным или иметь русло с неразвитыми аллювиальными формами. В последнем
случае русло характеризуется выдержанностью глубин и бесструктурным (безгря-
довым) транспортом наносов; разделяющие рукава отмели (обсыхающие в межень)
также представляют собой бесструктурные скопления наносов, образовавшиеся между
стрежнями потока в зонах замедления течения. Излучины таких русел связаны со
структурно-литологическими условиями.
Горные русла с развитыми аллювиальными формами отличаются тем, что благо¬
даря увеличению вниз по течению величины соотношения расхода воды и уклонов ве¬
роятность развития излучин возрастает. Пологие излучины возникают уже при боль¬
ших для этого типа русла уклонах, а к выходу из гор в предгорья река обычно обра¬
зует серии хорошо развитых сегментных излучин. Лишь в тех случаях, когда долина
реки относительно расширена (при пересечении зоны распространения легко разру¬
шающихся пород, тектонической впадины, продольной депрессии между хребтами
и т.д.), а крупность руслообразующего материала резко уменьшается, русло реки
37

теряет свою устойчивость и разветвляется на рукава. То же происходит, когда река
выходит в предгорья, сложенные мягкими породами.
На участках врезанных русел горные реки нередко бывают скальными; поток здесь
часто имеет вид скального лотка, ширина которого по сравнению со смежными аллю¬
виальными участками, тем более широкопойменными, бывает меньше в несколько
раз. Это обусловливает превращение руслового потока, в быстроток (стремнину), ско¬
рости которого намного превышают неразмывающие для галечно-валунных наносов,
выносимых потоком за его пределы [42]. Врезанные русла горных рек также имеют
стесненное неразмываемыми берегами и соответственно суженное русло, что обес¬
печивает повышенную транспортирующую способность потоков.
Реки с такими типами русла, выходя в котловины, расширения долин или в пред¬
горья, как правило, резко меняют свой морфодинамический тип. Этому способствует
то обстоятельство, что распластывание потока сопровождается не только снижением
его транспортирующей способности, но и изменением формы транспорта наносов: если
во врезанных и скальных во взвешенном состоянии переносится галька и даже мелкие
валуны, то в расширениях эти наносы и даже более мелкие галечно-песчаные пере¬
мещаются только как влекомые. Русла рек разветвляются на рукава и отличаются
плановой неустойчивостью своих форм. Нередко при прохождении любых паводков
это сопровождается изменениями положения проток и рукавов, размывами одних форм
и образованием других, вследствие чего пойма не успевает формироваться, и все дно
долины в межень представляет собой широкое галечное (или галечно-валунное) поле,
среди которого проходят сравнительно мелкие протоки. В зависимости от уклонов
и крупности наносов русла последних могут быть как с неразвитыми, так и развитыми
аллювиальными формами, либо в целом русло является полуторным. Подобные га¬
лечно-валунные поля возникают выше любых крупных перегибов продольных профи¬
лей горных рек, в том числе связанных с конусами выноса селей из притоков.
Равнинные реки в горных областях в зависимости от геолого-геоморфологических
условий могут быть и врезанными, и широкопойменными. При этом поток имеет спо¬
койный характер, но галечный или галечно-валунный состав наносов отличает их как
от горных аллювиальных, так и песчаных равнинных рек [43]. Во врезанном русле
даже незначительные его расширения вызывают уменьшение скорости потока,
снижение интенсивности перемещения галечно-валунных наносов, их частичную оста¬
новку и образование осередков и островов. В сужениях долины широкопойменного
русла относительный рост удельной мощности потока в паводки и половодья обус¬
ловливает увеличение крупности и транспорта руслообразующих наносов. Резкая их
остановка после прохождения пика паводка сопровождается образованием осередков,
вследствие чего здесь га л ечно-валунное русло характеризуется сильной разветв¬
ленностью (Киренга, верхняя Ангара). При этом, поскольку движение самых крупных
наносов происходит только в годы с наиболее высокими паводками, а более мелкий
материал перемещается ежегодно, переформирования таких разветвлений замедлены,
а разветвленные русла отличаются высокой устойчивостью.
В расширениях широкопойменной долины транспорт руслообразующего материала
существенно меньше, чем в сужениях. Поэтому русло здесь обычно неразветвленное
(или разветвленность меньше), и лишь там, где оно переваливает от одного борта
долины к другому поперек поймы, возникают пойменно-русловые разветвления.
В зависимости от крупности аллювиального материала находится интенсивность
переформирований грядовых форм руслового рельефа галечно-валунных равнинных
рек. При преобладании валунной составляющей побочни, осередки и прибрежные косы
малоподвижны, и лишь по косвенным признакам можно судить об их смещении со
скоростями 1-2 м/год. Это способствует образованию на бечевниках своеобразных
валунных "мостовых", которые еще больше способствуют стабилизации русла в целом
[44]	. Таковы верхний Алдан, Витим, верхняя и отчасти средняя Лена. У галечных
и песчано-галечных русел формы руслового рельефа динамические; так, на Киренге
[45]	смещение побочней и осередков происходит со скоростями 20-30 м/год.
38

Во врезанных преимущественно скальных руслах равнинных рек в горах, фор¬
мирующихся при дефиците наносов и направленном врезании, галечно-валунный
материал перемещается в основном в прибрежных частях русла. Оказывая
корродирующее воздействие на коренное ложе, он способствует его углублению здесь,
тогда как посередине русла формируется повышение дна, со временем превра¬
щающееся в скульптурное разветвление русла. Коренной цоколь очень характерен
для многих островов врезанных русел верхнего Алдана, верхней и средней Лены,
Ангары.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Маккавеев Н.И., Чалов Р.С. Русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1986. 264 с.
2.	Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 348 с.
3.	Чалов Р.С. Некоторые особенности руслового режима горных рек // Метеорология и гидрология. 1968.
№ 4. С. 70-74.
4.	Чалов Р.С. Географические исследования русловых процессов. М.: Изд-во МГУ, 1979. 232 с.
5.	Чалов Р.С. Типы русловых процессов горных рек и формы их проявления в разных горных странах //
Доклады секции русловых процессов Научного совета по проблеме "Комплексное использование и охрана
водных ресурсов" ГКНТ. Вып. 3. СПб.: Гидрометеоиздат, 1992. С. 5-14.
6.	Хакимов С.К., Чалов Р.С. Критерии развития типов русловых процессов и их морфологических про¬
явлений на горных реках // Геоморфология. 1993. № 1. С. 45-50.
7.	Чалов Р.С. Общее и географическое русловедение. М.: Изд-во МГУ, 1997. 112 с.
8.	Талмаза В.Ф., Крошкин А.Н. Гидроморфологические характеристики горных рек. Фрунзе: Кыргызстан,
1968.294 с.
9.	Копалиани З.Д., Ромашин В.В. Проблемы русловой динамики горных рек //Труды ГГИ. Вып. 183. 1970.
С. 81-98.
10.	Хмелева Н.В., Виноградова Н.Н. и др. Бассейн горной реки и экзогенные процессы в его пределах.
М.: Изд-во МГУ, 2000. 188 с.
11.	Чалов Р.С., Завадский А.С., Пахомова О.М. Естественные и антропогенные проявления русловых
процессов в различных звеньях речной сети // Проблемы гидрологии и гидроэкологии. Вып. 1. М.: Изд-во
МГУ, 1999. С. 203-216.
12.	Пахомова О.М. Гидролого-морфологические характеристики русел рек и порядковая структура речной
сети: Автореф. дис. ... канд. геогр. наук. М.: МГУ, 2001. 29 с.
13.	Мирцхулава Ц.Е. Основы физики и механики эрозии русел. Л.: Гидрометеоиздат, 1988. 304 с.
14.	Копалиани З.Д., Твалавадзе О.А., Носелидзе Д.В. Гидравлическое моделирование руслового процесса
предгорного участка р. Аносовки на мостовом переходе // Доклады секции русловых процессов Научного
совета по проблеме "Комплексное использование и охрана водных ресурсов" ГКНТ. Вып. 3. СПб.:
Гидрометеоиздат, 1992. С. 88-106.
15.	Водные пути бассейна Лены. М.: МИКОС, 1995. 600 с.
16.	Беркович К.М., Зайцев А.А. и др. Русловые процессы на больших реках Восточной Сибири с галечно¬
валунным аллювием и особенности их регулирования//Вестн. МГУ. Сер. 5. География. 1985. № 3.
С. 35-41.
17.	Маккавеев Н.И. Сток и русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1971. 116 с.
18.	Иванов В.В., Махинов А.Н. и др. Вертикальные русловые деформации на среднем Амуре // Вестн.
МГУ. Сер. 5. География. 2000. № 5. С. 32-38.
19.	Хакимов С.К. Русловые процессы на горных реках Западного Тянь-Шаня: Автореф. дис. ... канд. геогр.
наук. М.: МГУ, 1992. 29 с.
20.	Чалов Р.С. Выработанный продольный профиль и направленные вертикальные деформации речных
русел // Геоморфология. 1995. № 3. С. 18-24.
21.	Алексеевский Н.И., Чалов Р.С. Движение наносов и русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1997. 172 с.
22.	Лилиенберг Д.А., СешунскаяЛ.Е. и др. Морфоструктурный анализ современных вертикальных движений
Европейской части СССР // Геоморфология. 1972. № 1. С. 3-18.
23.	Козловский Д.А. Русловые процессы и современные движения земной коры // Проблемы физической
географии. Вып. 16. М.: Изд-во АН СССР, 1951. С. 79-102.
24.	Маккавеев Н.И., Мандыч А.Ф., Чалов Р.С. Влияние восходящего развития рельефа на глубинную
эрозию и твердый сток рек Западной Грузии // Вестн. МГУ. Сер. 5. География. 1968. № 4. С. 52-58.
25.	Беркович К.М., Чалов Р.С. Продольные профили рек Западного Закавказья // Изв. АН СССР.
Сер. географ. 1977. № 1. С. 65-70.
26.	Никонов А.А. Определение скорости врезания рек // Геоморфология. 1973. № 1. С. 24-35.
39

27.	Панин А.В., Сидорнук А.Ю., Чалов Р.С. Катастрофические скорости формирования флювиального
рельефа // Геоморфология. 1990. № 2. С. 3-11.
28.	Сидорнук А.Ю., Чалов Р.С. Врезание горных рек: скорости и причины // Природа. 1996. № 12.
С. 36-45.
29.	Борсук О.А., Чалов Р.С. О врезании русла р. Лены // Изв. ВГО. Т. 105. 1973. № 5. С. 452-456.
30.	Зайцев А.А., Кирик О.М. и др. Гидроморфологические характеристики и регулирование русла нижнего
Витима в связи с его транспортным использованием // Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 11.
М.: Изд-во МГУ, 1998. С. 189-214.
31.	Борсук О.А.,Долженко Ю.А. и др. Русловые процессы на верхнем Алдане и их учет при транспортном
освоении реки // Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 10. М.: Изд-во МГУ, 1995. С. 157-187.
32.	Нижняя Яна: устьевые и русловые процессы. М.: ГЕОС, 1998. 212 с.
33.	Белый Б.В., Виноградова Н.Н. и др. Морфология и деформации русла Верхнего Енисея между Саяно-
Шушенской ГЭС и Красноярским водохранилищем // Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 12.
М.: Изд-во МГУ, 2000. С. 158-183.
34.	Махинов А.Н., Чалов Р.С., Чернов А.В. Направленная аккумуляция наносов и морфология русла
нижнего Амура // Геоморфология. 1994. № 3. С. 70-78.
35.	Беркович К.М., Чалов Р.С. Принципы типизации и особенности распространения русел горных рек //
Вести. МГУ. Сер. 5. География. 1976. № 6. С. 32-38.
36.	Чалов Р.С. Вертикальная зональность в развитии русловых процессов на горных реках // Изучение
природных процессов и его прикладные аспекты. М.: Наука, 1985. С. 70-76.
37.	Лодина Р.В., Рашу тин Д.В. и др. Изменения морфологии русел и руслообразующих наносов от истока
до устья (на примере р. Терек) // Геоморфология. 1987. № 1. С. 86-94.
38.	Борсук О.А., Добровольская Н.Г. и др. Морфология русел и современный русловой аллювий на горных
реках Западного Тянь-Шаня // Геоморфология. 1981. № 1. С. 86-94.
39.	Демин А.Г., Лодина Р.В. и др. Роль геоморфологических факторов в изменении типов русла и состава
руслообразующего аллювия на больших горных реках (на примере Катуни и Чуй) // Геоморфология.
1991. №4. С. 73-81.
40.	Кузнецов КЛ., Чалов Р.С. Русловые процессы и морфология русел горных рек в условиях активной
селевой деятельности (на примере рек северного склона Заилийского Алатау) // Геоморфология. 1988.
№2. С. 71-78.
41.	Чалов Р.С. Типы русловых процессов и принципы морфодинамической классификации речных русел //
Геоморфология. 1996. № 1. С. 26-36.
42.	Экологический энциклопедический словарь. М.: Ноосфера, 1999. 932 с.
43.	Чалов Р.С., Алабян А.М. и др. Морфодинамика русел равнинных рек. М.: ГЕОС, 1998. 288 с.
44.	Лодина Р.В., Чалов Р.С. Булыжные "мостовые" на больших реках // Природа. 1994. № 7. С. 57-62.
45.	Белый Б.В., Беркович К.М. и др. Морфология, динамика и регулирование русла р. Киренги в связи с
транспортным освоением зоны БАМ // Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 7. М.: Изд-во МГУ, 1979.
С. 119-135.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	20.08.2001
MOUNTAIN RIVERS AND RIVERS IN THE MOUNTAINS: LONGITUDINAL PROFILE,
MORPHOLOGY, AND CHANNEL DYNAMICS
R.S. CHALOV
Sum шагу
Formation of the longitudinal river profile in the mountain regions and the causes and mechanisms of its
deformation are under consideration. The formulas of equilibrium profile are given. According to the types of channel
processes the mountain rivers in the strict sense may be distinguished from some large rivers in the mountain regions
which are of plain type. Variants of channel processes' zonality are described.
40

УДК 551.432—>551.24(235)
© 2002 г. С.А. БУЛАНОВ
ОСОБЕННОСТИ ВНУТРИКОНТИНЕНТАЛЬНОГО ОРОГЕНЕЗА
(НА ПРИМЕРЕ ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО ГОРНОГО ПОЯСА)
Горообразовательный процесс в планетарном масштабе имеет две основные раз¬
новидности, которые можно различать как по облику образуемого рельефа, так и по
отношению к крупнейшим геоструктурным элементам земной коры. Под последними
в рамках плейттектонической концепции обычно подразумеваются литосферные пли¬
ты. Большинство горных поясов концентрируются на их стыке, где происходят глав¬
ные тектонические события, которые интерпретируются либо как пододвигание одной
плиты под другую (субдукция), либо как их расхождение в разные стороны (спрединг).
В любом случае для горных сооружений шовных зон на границе плит характерна
большая протяженность и линейность, подчеркнутая делением на узкие параллельные
хребты и разграничивающие их понижения. Согласованность с внутренним строением,
динамикой литосферы и указанные морфологические черты можно выделить как
особенности горообразования первого рода.
Иные горообразовательные процессы идут во внутренних областях литосферных
плит, но они распространены меньше, и наблюдаются преимущественно в пределах
континентальных масс. Для внутриплитных пространств более характерна общая
"прогнутость" и выровненный либо платообразный рельеф, свидетельствующий об
относительно спокойном тектоническом режиме. Если же говорить только о континен¬
тальных выступах, то их пассивные окраины часто приподняты относительно внут¬
ренних районов, но на меньшую высоту, чем активные. Здесь преобладают плато,
нагорья и плоскогорья массивных очертаний. Они маркируют древнюю границу
в месте раскола континента, и их можно рассматривать как проявление одного из ви¬
дов внутриплитного горообразования, в целом малоактивного и затухающего.
Исключение составляют два материка: Африка и Евразия, которые обладают
горным рельефом преимущественно в центральных регионах. Следует заметить, что
на Африканском континенте горы приурочены главным образом к меридиональной
рифтовой зоне, рассекающей его на востоке, и эту зону можно рассматривать как за¬
рождающуюся границу литосферных плит. В этом контексте существование подобных
гор не вносит диссонанс в картину общего распределения орографии на планете. Таким
образом, горообразовательный процесс в Африке индицирует распад, разрушение
континента, и в этом его своеобразие, позволяющее наметить другое направление
внутриплитного и внутриконтинентального орогенеза.
Иное дело Евразия, где центральные регионы не только весьма возвышены
относительно периферийных равнинно-платформенных, но и имеют максимальные
для всей планеты абсолютные отметки. Конечно же, это объясняется тем, что этот
материк единственный "составной” на планете. Он образовался из трех крупных
обломков (Евроазиатского, Аравийского и Индостанского) древних суперконтинен¬
тов и ряда микроплит, которые в процессе эволюции сливаются при непосред¬
ственном участии Африканской плиты в единый, крупнейший по размерам выступ
литосферы. Поэтому пересекающий Евразию с запада на восток Альпийско-Гима¬
лайский горный пояс является отражением в рельефе уникальной внутри-
континентальной шовной зоны между литосферными плитами. Формирование этого
горного пояса можно рассматривать как внутриконтинентальное горообразование
третьего типа.
Вместе с тем надо заметить, что горами внутриконтинентальной шовной зоны не
исчерпывается орография срединной части материка. Более того, эти горы прости¬
раются как бы по касательной к основной части так называемой Высокой или
Центральной Азии. Аналогичную касательную к ней на востоке образует Западно-
41

Тихоокеанский или Восточно-Азиатский горный пояс, соответствующий зоне перехода
континента к океану. Сама же Высокая Азия, которая представляет собой соедини¬
тельное звено между горами на юге и востоке материка, столь же уникальна - как по
орографическому устройству и геоморфологическому строению, так и по истории
развития и соотношению со структурой и характеру современной геодинамики. Охва¬
тываемое ею пространство площадью около 8 млн. км2 заполнено горными соору¬
жениями, совокупность которых на первый взгляд не обнаруживает заметных законо¬
мерностей, которые отчетливо проявляются в орографии иных регионов. На севере
Центральной Азии можно наметить серию поднятий, которые группируются в виде
широкого почти непрерывного пояса субширотного простирания, именуемого "горами
Южной Сибири” (Алтай, Саяны, горы Прибайкалья и Забайкалья).
Южнее такая монолитность не наблюдается. Остальное пространство заполняют
разрозненные хребты, массивы, горные системы и страны разного размера, высоты и
конфигурации, перемежающиеся высокими (днища на абсолютной высоте 1-2 км и
более) равнинами и впадинами. Орографическую целостность обнаруживает лишь
западное ограничение "Высокой Азии” в виде горных цепей Памиро-Алая, Тянь-Шаня,
Джунгарского Алатау, Саура и Тарбагатая, протянувшееся в северо-западном направ¬
лении от Каракорума и Гиндукуша, т.е. от Альпийско-Гималайского горного пояса, в
сторону Алтая. Эти горы резко возвышаются не только над равнинами Турана и
Казахским мелкосопочником (на западе), но и над хребтами и впадинами западного
Китая и сопредельными с ним районами Монголии (на востоке). В совокупности с го¬
рами Южной Сибири упомянутые горные страны образуют единый массив, тради¬
ционно именуемый Центрально-Азиатским горным поясом. Его формирование имеет
ряд специфических черт, позволяющих наметить еще один внутриконтинентальный
горообразовательный процесс, рассмотрение которого послужит главной темой данной
статьи.
В морфоструктурном отношении горы Центральной Азии соответствуют области
развития палеозоид внутри Евроазиатского континента, которые в отечественной
литературе объединяются в древний складчатый пояс, называемый Урало-Монголь¬
ским, Урало-Охотским или Центрально-Азиатским1. Независимо от названия стандарт¬
ным критерием выделения является его положение между эпиархейскими Восточно-
Европейским, Сибирским, Северо-Китайским и Таримским кратонами и преимущест¬
венно палеозойский возраст деформаций.
Однако горный рельеф свойствен не всей области развития палеозоид. Центрально-
Азиатский пояс как бы сечет ее по диагонали, и к западу от него мы видим равнинно¬
платформенные территории, а к востоку - сочетание крупных впадин с разрозненными
поднятиями. Они (равно как и горный пояс) традиционно рассматриваются как возрож¬
денные горы, подразумевая под первичными древние преимущественно палеозойские
(байкальского, каледонского и герцинского орогенеза), уничтоженные мезозойской
планацией.
Вопросы о том, насколько полной была планация и в какой степени возрождение
наследовало древний структурный план Центрально-Азиатского региона, решаются
неоднозначно в зависимости от особенностей морфоструктуры каждого конкретного
района. Поэтому актуально рассмотреть историю развития региона с самого зарожде¬
ния пояса палеозойских структур в центре Евразии, привлекая новейшие данные
по тектонике. Они гласят следующее.
Распад Родинии - одного из древнейших праматериков - и образование океанов
между ее обломками произошли примерно 850^-700 млн. лет назад [2]. Почти сразу же
началось формирование другого суперконтинента - Гондваны и далее ее преемницы -
Пангеи (и в конечном итоге Евразии) в противоположном полушарии. В результате
сближения континентальных масс на новом месте древние океаны - Палеоазиатский
и Прототетис - последовательно закрывались, и этот процесс завершился форми- *! В последнее время в западной литературе для этого пояса стал использоваться термин "алтаиды" [1].
42

рованием на их месте широкого пояса палеозоид. Этот процесс проходил в несколько
этапов.
В позднем рифее Палеоазиатский океан представлял собой краевую часть Палео-
пацифики (Панталассы), достигая не менее 3-4 тыс. км в поперечнике, и располагался
между Палеосибирью и Восточно-Гондванским суперконтинентом. Последний включал
в свой состав практически все докембрийские массивы южной группы микроконти¬
нентов Центрально-Азиатского складчатого пояса.
Первый этап развития Палеоазиатского океана завершился в венде байкаль¬
ским орогенезом. Для древнего Сибирского континента он означал причленение с юга
и запада (в современных координатах) вулканических дуг и микроконтинентов,
а также орогенез в образовавшейся узкой полосе континентальной коры. Фрагменты
этих структур можно видеть в Енисейском кряже, а также в Байкало-Патомском
нагорье.
Во второй половине кембрия - начале ордовика произошла аккреция вулканических
дуг и некоторых микроконтинентов к южной окраине Сибири2 (салаирская эпоха
орогенеза). Южнее в конце ордовика появилась Казахстания - материк, вобравший
в себя континентальные "осколки”, ныне существующие в виде жестких массивов
в Центральном Казахстане и Северном Тянь-Шане3. В заключительную фазу каледон¬
ского цикла (конец силура - начало девона) причленилась Алтае-Саянская область
вместе с Северной Монголией и Байкальской горной страной. Разросшийся Сибирский
материк, также как и Казахстания, был окаймлен вулканоплутоническими поясами.
В девоне Палеоазиатский океан продолжал закрываться, и в среднем карбоне
началась коллизия, распространявшаяся из центральной части его в северном
и восточном направлениях. Коллизия привела к образованию на месте океана мощ¬
ной континентальной коры с горным рельефом. В.Е. Хайн [3] рассматривает время
от раскрытия до закрытия Палеоазиатского океана как развитие полного цикла
Вилсона [4].
Аналогичная картина трансформации глубоководного бассейна в гористую сушу
наблюдалась и с древним океаном Палеотетис, располагавшимся южнее Палеоазиат¬
ского. Уже в позднем триасе, когда сократившийся в процессе сжатия Тетис приобре¬
тает свои "классические" черты и размеры, начинает ощущаться давление отколов¬
шихся от Гондваны микроконтинентов и Индостанского субконтинента. К раннему
мелу территория от Памира и Тибета до юго-восточной Азии вошла в состав
Евразийского материка.
По поводу тектонической эволюции Урало-Монгольского пояса в рамках мобилизма
существуют две позиции, которые объясняют происхождение докембрийских блоков
в его структуре. Согласно первой [5, 6], они были оторваны от Гондваны и затем
причленились к Лавразии, сформировав таким образом современную структуру пояса.
Согласно другой точке зрения [7, 8], докембрийские блоки попали в структуру пояса
в результате отчленения от древних Балтийского и Сибирского континентов в конце
протерозоя. В течение позднего протерозоя и палеозоя они выступали в качестве
фундамента длительно развивавшихся островных дуг. Последние в течение палеозоя
были трансформированы в ороклины, а их фрагменты передвинуты по сдвигам.
В данном варианте структуры приписываются к палеоокеаническим бассейнам Туркес¬
танского океана и Панталассы, при этом первый считается заливом второго [9].
Суммируя вышеизложенное, для определения характера горообразования в Цент¬
ральной Азии важно выделить следующие моменты. Начиная с позднего рифея,
процессы структуре- и рельефообразования в регионе шли однонаправленно в резуль¬
тате сближения древних кратонов. В сокращающемся между ними пространстве
прогрессирующе нарастала мощность земной коры и шел рост абсолютных отметок -
2	Здесь и далее под Сибирью для предшествующих этапов развития будет подразумеваться разрастаю¬
щийся древний континент.
3	Далее в историческом очерке упоминание этих и иных географических реалий будет означать древние
структуры, преобразовавшиеся в соответствующие им современные.
43

от глубоководного ложа океана через островодужные системы к континентальным
горным сооружениям. Существенно также, что все пространство до консолидации
(мезозой) имело постоянно контрастный, т.е. горный рельеф [10].
Таков облик региона и сейчас, и по современным представлениям он наследуется по
крайней мере с палеогена [И] (в Памиро-Алае и на Алтае и с более ранних этапов
[12, 13]), а не возник в течение плиоцен-четвертичного времени, как это предполага¬
лось ранее [14, 15]. Во многом аналогичны древним и современные тенденции текто¬
нического развития (субмеридиональное сжатие) и его "главные действующие лица" -
жесткие массивы древних кратонов Сибири и Индостана. Иными словами, налицо
преемственность современного текто- и орогенеза Центральной Азии от древнейших
этапов ее развития. Это подтверждается на региональном и локальном уровнях
наследованием формы многих морфоструктур и движений по шовным зонам.
Другой вопрос - как в свете вышеизложенного объясняются мезозойский этап пла-
нации рельефа, неравномерность возрождения горообразования после него и неполный
охват им пояса палеозоид. Вряд ли следует полагать, что движение Сибирского
кратона, "собравшего" вокруг себя складчатые пояса в палеозое, в мезозое прекра¬
тилось. Мы склонны считать, что оно продолжалось, но сформировавшиеся вокруг Си¬
бири коллизионные структуры к концу палеозоя приобрели жесткость, достаточную,
чтобы противостоять деформациям, и в дальнейшем уже сами выступали в роли
интендора и передатчика напряжений, передаваемых докембрийским ядром Сибирско¬
го континента. Разница лишь в том, что эти усилия реализовывались уже в южных
регионах (Тетис), еще сохранявших тонкую океаническую кору. Но, передавая
импульс, сами консолидированные палеозойские структуры пребывали в мезозое
в состоянии относительного тектонического покоя, сопровождавшегося выравниванием
горного рельефа. Так продолжалось (и отчасти продолжается сейчас) до тех пор, пока
южный океан не начал замыкаться. Когда во взаимодействие с поясом палеозоид
вступил приблизившийся к ним с юга Индостанский субконтинент, оказалось, что
прочность его выше, чем у них. Палеозоиды, занявшие положение внутри зарождаю¬
щегося суперконтинента, вновь стали деформироваться. Поскольку к моменту
столкновения с Индостаном палеозоиды приобрели хрупкость, новые их дислокации
получали поначалу преимущественно дизъюнктивный характер, имеющий вид взламы¬
вания и торошения.
Новый горообразовательный импульс распространяется по Центральной Азии
на север неравномерно, захватывая поначалу области, непосредственно примыкаю¬
щие к Индостану. Затем, когда земная кора в пределах активизирован¬
ных морфоструктур уже сдвинута с основания, они сами начинают оказывать дав¬
ление на другие, более удаленные части Урало-Монгольского пояса и вовлекать их
в орогенез и так далее, аналогично тому, что имело место при их формировании
в палеозое, только в противоположном направлении.
Принципиальное значение имеет то обстоятельство, что Индостанская плита
оказывает влияние не на весь пояс палеозоид (поскольку размеры ее существенно
меньше), и западная его часть до сих пор пребывает в равнинно-платформенном
состоянии (Туранская низменность, Казахский мелкосопочник). Конфигурация северной
границы Индостана осложнена двумя выступами (Шиллонгский и Пенджабский), и они,
очевидно, первыми начали взламывать палеозойский субстрат Центральной Азии.
Вероятно, что в ближайших к ним областях (Тибет, Каракорум) вообще не было эпохи
тектонической стабилизации и планации, там орогенез перманентно продолжается
до настоящего времени.
Аналогичные тенденции прослеживаются на Памире, в Гиссаро-Алае и в некоторых
других горных областях Средней Азии, где не только для кайнозоя, но и для мезозоя
отмечены значительные (первые километры) контрасты рельефа [13]. В области
палеозоид Центральной Азии более корректно, на наш взгляд, было бы полагать
сохранность в мел-палеогеновое время своеобразных "ядер" орогенов в виде
низкогорий (возможно, и среднегорий), которые были окружены полигенетическими
44

равнинами. Среди последних имели место аккумулятивные (морские и субаэреальные)
и денудационные участки, сочетающиеся с холмогорьями наподобие мелкосопочника.
Выравнивание здесь, несомненно, имело место и шло путем погребения расчлененного
рельефа под осадками и срезания изолированных возвышенностей и предгорий, в чем
активную роль играли процессы дефляции и абразии [16,17].
Возрождение распространилось и на складчатые структуры, непосредственно
прилегающие к северному (Сибирскому) кратону, в результате чего были обновлены
и приобрели современный облик горы Южной Сибири. Причина новейшей активизации
северной части палеозоид Центральной Азии от Алтая до Забайкалья представляется
в том, что давление Индостана (или его сопротивление движению на юг Лавразийской
плиты) стало практически сразу после закрытия Тетиса (т.е. еще в мезозое) ощущать¬
ся и на севере. Только импульс давления (сопротивления) передавался поначалу
в основном по нижним, подкоровым слоям срединных частей Урало-Монгольского
пояса палеозоид, без существенных деформаций в верхних структурах земной коры.
Происходящим при этом увеличении мощности подкорового слоя литосферы можно
объяснить общее поднятие Центральной Азии - от уровня шельфовых морей в мелу
и палеогене до абсолютной высоты 1-2 км и более в плейстоцене.
Реакция Сибирского кратона на давление (сопротивление) Индостана заключалась в
том, что он вынудил прилежащие к нему структуры палеозоид полого изгибаться
(образование сводов), а затем и раскалываться (в том числе и по древним швам)
с формированием глыбовых морфоструктур по типу сибиретипного горообразования
(согласно Н.А. Флоренсову [18]). Этот импульс стал распространяться затем на юг,
в сторону Монголии и Джунгарии.
Таким образом, наметились две встречные волны возрожденного горообразования,
идущие от эпиархейских кратонов внутрь пояса палеозоид. Можно также наметить
центральную ось сжатия, обусловленную сближением субконтинентов, которая идет
от "острия” Иркутского клина Сибирской платформы почти строго по меридиану
(104° в.д.) к северо-восточному выступу Тибета. Последний служит проводником
напряжений, которые идут от Индостана. Эта ось выражена виргацией структурных
и орографических линий, расходящихся как к востоку, так и к западу.
Примечательно, что на обозначенном меридиональном траверсе не наблюдается
максимальных горных поднятий, однако базисный уровень разделяющих их равнинных
пространств в регионе наиболее высок именно здесь. Совокупность этих обстоя¬
тельств, на наш взгляд, объясняется "нелобовым" характером сближения жестких
массивов Индостана и Сибирской платформы. Оно вызывает истечение литосферного
материала в стороны от оси сжатия, при этом можно полагать ускоренное движе¬
ние верхней, коровой пластины (коровые плиты в понимании В.И. Лобковского
и В.Е. Хайна [19]).
Фактически можно говорить о структурах горизонтального выжимания в понимании
М.Л. Коппа [20], сформировавшихся на неотектоническом этапе. Они функциони¬
руют в панрегиональном масштабе и охватывают значительную часть континента.
В качестве плит-интендоров выступают Сибирский и Индостанский кратоны. На
востоке от оси выжимаемые из Центральной Азии структуры земной коры устрем¬
ляются в сторону Пацифики, где своеобразие их движения и горообразования
затушевывается общим аккреционно-коллизионным процессом на границе континента
и океана. На западе можно более четко оконтурить область, подверженную процессу
внутриконтинентального латерального выжимания - так называемое геодинами-
ческое убежище. Вещество здесь нагнетается на границе с участками палеозоид, еще
не расслоенными в результате новейшей активизации и не вовлеченными в новейший
орогенез (Туранская плита, Казахский мелкосопочник). "Выскальзывание" корового
материала из сужающегося пространства и его нагнетание на флангах сопровождается
образованием серии косых сколов, хорошо выраженных на западном фланге торо¬
шения в виде системы кулисообразно подставляемых правых сдвигов северо-западного
простирания (Таласо-Ферганский, Джунгарский, Главный Саянский и другие), отме¬
45

чаемых по всей ширине пояса палеозоид. Таким образом, мы имеем как бы третью
волну горообразования в пределах Центральной Азии, ориентированную вкрест
простирания древнего складчатого пояса и движущуюся по нему с востока на запад.
Наложение (интерференция) поперечной волны орогенеза на две параллель¬
ные обусловливает ускоренное воздымание западной периферии возрожденных гор
и формирует секущую древний структурный план часть Центрально-Азиатского
горного пояса, простирающуюся от Памира до Алтая. Здесь проходит своеобразный
фронт горообразования, распространяющийся на запад из Центральной Азии, хотя
этот процесс идет под влиянием субмеридионального сжатия. Доказательством тому
служат история развития и рельеф Среднеазиатско-Казахстанского региона, который
дает возможность составления практически полного гомологического ряда,
иллюстрирующего эволюцию горных сооружений в его пределах.
Исходный рельеф - пенепленизированная равнина, подступающая к горам Средней
Азии с севера. Ее классическое выражение - Казахский мелкосопочник.
В качестве первой стадии горообразования можно рассматривать островные и полу-
изолированные низкогорья, проникающие в равнинно-платформенную область Турана
и Казахстана на сотни километров вдоль главных сдвигов северо-западного прости¬
рания. Это горы Нуратау, Каратау и Чу-Илийские, продолжающие поднятия Тянь-
Шаня, а также линейно вытянутые в том же направлении низкогорья и кряжи, отхо¬
дящие от подножий Джунгарского Алатау, Саура и Тарбагатая. Обычно это косые
горсты, для которых характерна асимметрия поперечного профиля. Типичны: растя¬
нутый пологий юго-западный склон, подчеркиваемый местами наклонным залеганием
или флексурами в мезозой-кайнозойских осадках, и короткий крутой северо-восточный,
заложенный вдоль взбрососдвига. На относительную молодость поднятий указывают
реликтовые уплощенные вершины, местами сливающиеся в плоскогорья, и энергичная
эрозия, формирующая глубокие каньонообразные врезы. Абсолютные высоты гор
на этой стадии развития редко превышают 2000 м, относительные - 500 м.
Поднятие прогрессирующе разрастается вверх и в стороны. На второй стадии
орогенеза одинокий хребет превращается в горную систему. В результате продол¬
жающегося взламывания палеозойского субстрата появляются параллельные хребты
субмеридионального и северо-восточного простирания, "оперяющие" заложившуюся
ранее вдоль сдвига орографическую ось. Поначалу эти хребты так же выступают, как
асимметричные глыбовые поднятия, в которых главную роль играет одно ограничение
в виде взбросонадвига, падающего под хребет. Распределение выполаживающихся
на глубине дислокаций с самого начала имеет веерообразный рисунок, позволяющий
предполагать их схождение на некоей плоскости срыва, ограничивающей дислоцируе¬
мый объем горных пород снизу.
Участки, отстающие в поднятии, выступают между хребтами в качестве долино¬
образных понижений, расширяющихся в сторону предгорных равнин и постепенно
сливающихся с ними. Они перекрыты молодыми осадками далеко не повсеместно,
часто разбиты на блоки, поднятые на разную высоту. Орография приобретает перис¬
тый рисунок, образно названный В.И. Поповым "конским хвостом" [21]. Его можно
видеть на примере западных окончаний Тянь-Шаня, Гиссаро-Алая и Джунгарского
Алатау. Абсолютные высоты гор достигают 4500 м и более, относительные часто
превышают 1000 м. В морфологии вершин сочетаются уплощенные реликтовые
участки и острые гребни, существенно переработанные плейстоценовыми оледене¬
ниями.
Крупные фрагменты исходных равнин, на первых стадиях не вовлекаемые в оро¬
генез, интенсивно прогибаются. Поднимающимися хребтами они постепенно обо¬
собляются: сначала в предгорные прогибы, затем в межгорные котловины характер¬
ной ромбовидной формы. Палеозойский субстрат погребается под осадками, нередко
значительной (в несколько километров) мощности. В результате на месте денудацион¬
ных равнин формируются разнообразные аккумулятивные: в мезозое преобладали
морские, в кайнозое им на смену пришли озерные, аллювиально-дельтовые и про¬
46

лювиальные, в плестойцене существенную роль стали играть эоловые. Разные стадии
обособления впадин можно видеть в настоящее время у северного подножия Тянь-
Шаня (Чуйской, Балхашской, Алакольской и др.) и у его западной периферии.
Следующую, третью стадию развития внутриконтинентального орогенеза демонст¬
рирует Центральный (отчасти и примыкающий к нему Северный) Тянь-Шань,
представляющий собой по существу крупное нагорье, в которое, по нашему мнению,
превращается горная система, образующаяся на второй стадии. Рост количественных
характеристик поднятий (абсолютные высоты возрастают местами до 5-6 км, но
в основном не превышают 5 км) сопровождается существенным изменением орогра¬
фии и морфоструктуры. Впадины замкнуты, а выполняющие их мезозой-кайно-
зойские осадки заметно дислоцированы. Форма внутригорных понижений отчетливо
миндалевидная - с плавными северными и южными ограничениями в центральной рас¬
ширенной части и острым замыканием на востоке и западе, по длинной оси впадины.
Столь же плавно огибают каждую впадину хребты, образуя дуги и S-образные
искривления. Они чаще уже не параллельны друг другу, а сближаются под острым
углом и веерообразно расходятся.
Особенность орографии и внутреннего строения Центрального Тянь-Шаня можно
рассматривать как результат горизонтального сжатия изначально параллельных и пря¬
молинейных хребтов и впадин второй стадии. Взбросово-надвиговая кинематика текто¬
нических уступов, разграничивающих хребты и впадины, дополняется сдвиговой ком¬
понентой. При этом движение по сдвигам, составляющим динамопары, направлено
таким образом, что долинообразные понижения разрываются и в них выделяются
относительно жесткие массивы, которые обтекаются более пластичными выжатыми
массами, слагающими хребты. Последние, изгибаясь, сближаются и формируют пере¬
мычки, разделяющие впадины. Все эти процессы идут на фоне общего воздымания
горного массива: днища впадин Центрального Тянь-Шаня имеют абсолютные отметки
от 1,5 км до 3 и более, возвышающиеся над ними хребты - 3,5-5 км, редко более.
В морфологии поднятий превалируют интенсивное расчленение - в вершинном
поясе альпинотипного облика, на склонах эрозионное, часто переходящее в бедленд.
Вместе с тем имеют место уплощенные вершины, и не только на периферии поднятий,
но и в гребневой части (Терскей-Алатау, Тянь-Шаньские сырты и прочие).
Исключение составляет самая крупная Иссык-Кульская впадина, которая формиру¬
ется в условиях, более свойственных межгорным прогибам типа Ферганской долины.
Специфика их развития на третьей стадии видится в следующем. Интенсивное про¬
гибание продолжается, компенсация его зависит от объема обломочного материала,
приносимого реками, а в конечном счете - размером их совокупности водосборного
бассейна. Продолжающееся сжатие приводит к частичному дроблению и короблению
жесткого фундамента. Прибортовые его фрагменты могут, наклоняясь, асимметрично
подниматься и надвигаться в сторону центра впадины, вовлекаясь в ансамбль со¬
седнего орогена. Примечательно, что здесь же, по окраинам впадин, фундамент может
местами испытывать и обратный перекос, и тогда асимметричное поднятие ограничено
взбросами, падающими в сторону впадин (так называемый антилеукс, т.е. система
разломов, направленных вопреки правилу Леукса, что отмечено Г.Н. Пшениным и др.
[22]). Вместе с хребтами, заложенными по этим поднятиям фундамента, вдоль бортов
межгорных и крупных внутригорных впадин формируются узкие вторичные пони¬
жения рампового характера (например, Алабаш-Конурэленская депрессия в южном
Прииссыкулье).
На третьей стадии развития горной системы осадочный чехол впадин также на¬
чинает активно реагировать на продолжающееся горизонтальное сжатие, не столько
повторяя деформации фундамента, сколько самостоятельно сминаясь согласно внут-
риформационным срывам. Складчатые дислокации в молодых осадках имеют выра¬
жение в рельефе в виде а дыроподобных гряд.
Четвертая стадия внутриконтинентального орогенеза знаменует собой переход от
коллизионного торошения земной коры к ее скучиванию. Блоки и глыбовые массивы,
47

образовавшиеся на предыдущих стадиях и подвергнутые резкой дифференциации,
начинают вновь спаиваться в единый монолит и сравниваться по высоте, но уже на
ином гипсометрическом уровне. Продолжающееся развитие мощных глыбовых на¬
двигов на границах палеозойских поднятий и мезозой-кайнозойских впадин практи¬
чески повсеместно вызывает экспансию горного рельефа во внутригорные впадины
вплоть до полного "захлопывания" последних. Весьма показателен в этом отношении
Гиссаро-Алай, где фрагменты мезозой-кайнозойских складчатых структур в общем
поле развития палеозоид демонстрируют положение некогда существовавших
внутригорных впадин. Здесь молодые дислокации, как правило, еще занимают
относительно низкое положение, соответствуя внутригорным положениям типа мульд
и крупных долин. Однако говорить о том, что смятые осадки выполняют понижение,
чаще всего не приходится. Их в виде сложных складок или крупнопадающих
моноклинальных пакетов можно встретить обычно на склонах, причем не всегда
в нижней части; "взбираются" они и на перевальные седловины. Характерна сдав¬
ленность тектоническими пластинами палеозоид, причем молодые (Mz-Kz) осадки
залегают на нижней пластине палеозоя нормально, без смещения, а верхняя пластина,
как правило, надвинута на них.
Орография вновь возвращается к системе параллельных гребней, как это было на
второй стадии, но разделяющие их долины-ущелья крайне узки, крутосклонны (до 35°
и более) и глубоки (относительные превышения более 2 км). В структуре они часто
соответствуют рампам, по дизъюнктивным ограничениям которых происходят интен¬
сивные подвижки, вызывающие катастрофические явления типа обвалов, осыпей
и оползней. В рельефе гор Гиссаро-Алая4 практически не остается места уплощенным
участкам, даже там, где высоты относительно невелики - 3-4 км.
Иной вариант развития на четвертой стадии представляется в том случае, когда
в межгорных понижениях в предшествующие этапы не накапливалась значительная
толща осадков и (или) они были изначально нешироки, а потому полностью опу¬
стошены при подъеме. Примером тому может служить восточная часть Центрального
Тянь-Шаня к югу от Иссык-Куля. Там между субпараллельными хребтами субши¬
ротного простирания нет явных следов пережатых осадков. Тем не менее орография
соответствует главным структурным линиям с активной современной динамикой,
падение которых под хребты демонстрирует аналогичное тому, что было описано для
Гиссаро-Алая, рамповое строение разделяющих долин.
Дальнейшее развитие - на пятой стадии - идет по пути вовлечения в активное
горообразование разделявших поднятия межгорных прогибов, в пределах которых
происходят наиболее значительные изменения. Эти процессы сопровождаются их
консолидацией с орогенами и слиянием с ними в единый массив. Ярчайший пример тому
являет зона распространения дислоцированных мезозой-кайнозойских осадочных толщ
между Памиром и Гиссаро-Алаем. Она часто называется Таджикской депрессией, но
по существу представляет собой сложное сочетание впадин и хребтов разной высоты.
Абсолютные отметки в пределах этой морфоструктуры постепенно увеличиваются
с юго-запада на северо-восток, в том же направлении возрастает напряженность
складчатой структуры молодых осадков, а также сокращается ширина зоны их рас¬
пространения. Все эти факты логично увязываются с неравномерностью субмери¬
дионального сжатия этой зоны, которое возникает в результате давления с юга,
со стороны Памира, в свою очередь являющимся передатчиком напряжений, идущих
от Индостана, точнее от его Пенджабского выступа (синтаксиса) [23-26]. Ускоренную
трансформацию рельефа впадин в высочайшие горные хребты обеспечивает механизм
складчатого горообразования, который возникает в прогибе в результате срыва оса¬
дочного чехла с основания, его последующего скольжения и смятия [27, 28].
4	Характеризуя рельеф четвертой стадии, мы исключаем из рассмотрения западное окончание Гиссаро -
Алая (от меридиана Искандеркуля), поскольку считаем, что оно находится на предшествующих стадиях
развития горообразования.
48

Рельеф орогенов, окружавших впадину, также продолжает эволюционировать и на
пятой стадии предстает в новом облике. В качестве показательных для него регио¬
нов можно привести Западный Памир и массив Хан-Тенгри на стыке Центрального
и Восточного Тянь-Шаня. Наряду с очевидным ростом абсолютных и относительных
отметок (до 7,5 км и до 3 км и более соответственно) заметную перестройку пре¬
терпевает орография. Появляются поперечные, секущие структуру вкрест прости¬
рания5 субмеридиональные хребты, которые обладают максимальными высотами или
для всего региона в целом или по крайней мере для ближайшего окружения. На Па¬
мире это хребты Академии Наук, Зулумарт и Кох-и-Лал, на Тянь-Шане - Мери¬
диональный. На уровне мезоморфологии принципиальных изменений не происходит.
Можно отметить дальнейшее увеличение крутизны склонов, которое в сочетании с их
возросшей относительной высотой стимулирует катастрофические обвалы, оползни
и отседания гигантских масштабов (завалы Сарезский, Яшилькульский и в районе
оз. Шива). Параллельно с субмеридиональными хребтами формируются глубочайшие
антецедентные ущелья, в результате чего речная сеть приобретает ортогональный
(решетчатый) рисунок (на Памире р. Пяндж и система Муксу-Федченко, на Тянь-
Шане - р. Аксу).
Вероятно, в качестве шестой стадии развития внутриконтинентального ороге¬
неза следует привести Тибет с его горным окружением. Это не только высочайшее, но
и величайшее по площади нагорье на планете. Его размеры можно рассматривать как
результат слияния нескольких частных нагорий, спаянных инверсией некогда разде¬
лявших их впадин. Процесс этот продолжается, и на очереди Цайдамская (на севере)
и Сычуаньская (на востоке) котловины, которые, находясь в обстановке сильнейшего
латерального сжатия, в настоящее время уже оказались высоко поднятыми, а вы¬
полняющие их осадки - дислоцированными.
Что касается мезоморфологии, то надо отметить повторное развитие широких
внутригорных понижений, но уже на высотах 4,5-5,5 км и более. Их возникновение
можно объяснить не столько дифференциацией тектонических движений, сколько от¬
рывом верхних звеньев долинной сети краевыми поднятиями, обособлением в бес¬
сточную область и последующим заполнением рыхлым материалом, сносимым с бли¬
жайших гор. Можно говорить о своеобразном выравнивании, так как идет сокращение
относительных превышений. На склонах и вершинах, не подвергающихся оле¬
денению, оно сопровождается криопланацией, характерной для холодного аридного
климата высокогорий.
На основании вышеизложенного можно наметить несколько тенденций развития
рельефа и внутреннего строения областей, подверженных внутриконтинентальному
орогенезу. Прежде всего это последовательный рост абсолютных высот. Он отме¬
чается как для вершинного пояса гор, так и для днищ разделяющих их впадин и до¬
лин. Вторая тенденция - это блоково-глыбовая дифференциация морфоструктур
на начальных стадиях развития, идущая на двух масштабных уровнях. На локальном
уровне она приводит к возникновению отдельных хребтов и внутригорных впадин,
на региональном - к появлению горных систем (далее нагорий) и крупных межгорных
понижений. На зрелых стадиях дифференциация уступает место последовательной
интеграции всех морфоструктур в единый горный массив за счет закрытия и инверсии
впадин, а также взаимного сближения обрамляющих их горных сооружений. Значи¬
тельная, а местами и ведущая роль в этом процессе принадлежит уже складчатым
дислокациям.
Место экзогенных процессов в горообразовании неоднозначно. Их главная роль -
в перераспределении обломочного материала из поднятий во впадины, которое сопро¬
вождается разрушением и снижением первых и заполнением вторых. Морфологи¬
ческим следствием этого служит формирование, с одной стороны, резкого расчленения,
5	Надо заметить, что на предшествующих стадиях горообразования преобладало четкое соответствие
структуры и орографии.
49

а с другой - аккумулятивных равнин, что в целом соответствует классической па¬
радигме геоморфологии, основанной на работах В. Дэвиса, В. Пенка и их после¬
дователей, в рамках которой резкое расчленение знаменует восходящую линию раз¬
вития горного рельефа.
Однако на зрелых стадиях развития, при сочетании интенсивного расчленения
и складчатого импульса в условиях тангенциального сжатия, экзогенная составляющая
морфогенеза уже начинает препятствовать дальнейшему увеличению относительных
высот [29]. Если в результате тектонической дифференциации происходит обособление
внутренних районов формирующихся нагорий, то экзогенные процессы могут привести
к частичной планации горного рельефа. Здесь видятся по крайней мере три принци¬
пиальных отличия от классической парадигмы. Во-первых, резкое расчленение высоко¬
горного облика не есть высшая стадия развития рельефа. Во-вторых, частичная
нивелировка не связана с замедлением или прекращением тектонического процесса.
В-третьих, она идет на значительных высотах и не связана с региональным базисом
эрозии.
Таково следствие перехода на позиции мобилизма, в рамках которого приходится
учитывать следующие обстоятельства. Развитие рельефа Центрально-Азиатского
горного пояса происходит в условиях сокращения географического пространства6. Оно
идет также параллельно с увеличением мощности земной коры и, возможно, под¬
коровых слоев мантии. Тектогенез идет однонаправленно и в целом равномерно
по пути сжатия коромантийного вещества между жесткими массивами Сибирского
и Индостанского кратонов, но с изменениями, имеющими внутренние, региональные
причины. К таковым флюктуациям можно отнести "выжимание" масс в стороны от оси
сжатия, фактически повсеместное и постоянное перемещение морфоструктур друг
относительно друга по латерали, согласно сдвиговым и надвиговым зонам, а также
вращение структур по и против часовой стрелки и вокруг горизонтальной оси, при¬
водящее к их наклону, запрокидыванию и перевертыванию.
Особое значение для орогенеза имеет горизонтальная расслоенность литосферы
и движение пластин по зонам срыва. Можно констатировать, что чем крупнее ороген-
ная морфоструктура, тем глубже ее заложение. Ранее уже отмечалось, что, рассмат¬
ривая Центрально-Азиатский регион в целом, мы должны принимать во внимание весь
надастеносферный объем, а для объяснения горообразования в южном секторе горного
пояса оперировать коровыми плитами, т.е. веществом над разделом Мохо. Очевидно,
что складчатый орогенез в Таджикской депрессии связан с внутрикоровым срывом -
по солегипсоносной толще J3 в основании осадочного чехла7. В регионе отмечается
скольжение еще более тонких приповерхностных пластин покровно-надвигового
характера, которые чаще всего имеют локальное значение, не выходя за пределы
одного макросклона. Наиболее широко они развиты вдоль северной границы Памира,
где отмечается максимальная для региона современная тектоническая активность [23].
Здесь идет трансформация изоклинальных складок в серию покровных чешуй [31].
Примечательны происходящие при этом изменения в рельефе. Складки слагают
островершинные гребни высотой до 5 км и более, покровные чешуи - макросклон
с плоскими междуречьями, ступенчато спускающийся от главного гребня. По мере
запрокидывания складок и их расчешуивания наблюдается постепенное разрушение
гребня путем его снижения и распластывания. Появляются многочисленные разломы,
по которым формирующееся широкое междуречье обособляется от речной сети
с характерной планацией в вершинном поясе [32].
Таким образом, имеет место тектоно-гравитационное разрушение орогена по фрон¬
ту надвигания, знаменующее деструктивную линию развития горного рельефа [28].
6	За кайнозой меридиональное "укорочение" в разных регионах Средней Азии оценивается от долей
процента до 60% и более [30].
7	Есть основания полагать, что аналогичные срывы имеют здесь место и по другим "скользким" -
солегипсоносным и глинистым - толщам, залегающим выше, в частности -Р2	[27].
50

Оно не связано с перестройкой тектогенеза, а имеет причиной внутреннюю логику
развития сминаемой пластины. Движущийся сорванный чехол осадков как бы споты¬
кается о структурную ступень автохтона и опрокидывается на его приподнятое крыло.
Над этой ступенью горообразование достигается своей кульминационной стадии, и
в каждом конкретном случае ее морфологическое выражение зависит от местных
условий. Так, в Вахшском хребте, на западе зоны сочленения Памира и Тянь-Шаня
высоты разрушаемого гребня составляют 2,5-3,5 км, и в его рельефе еще просле¬
живаются реликтовые элементы в виде ровных пологих склонов и уплощенных
вершин. По мере удаления на восток в хребтах Петра Первого и Заалайском высоты
заметно возрастают - до 5,5-7 км, гребень становится исключительно крутосклонным
и увенчивается эффектными вершинами - карлингами.
Конечно же, описанные выше стадии горообразования не имеют жестких про¬
странственных или временных разграничений; они постепенно переходят одна в дру¬
гую. В свою очередь большинство орогенов Центрально-Азиатского пояса де¬
монстрируют одновременно несколько стадий, а в их облике запечатлены также
и промежуточные между стадиями варианты развития горного рельефа. Таковые
можно наметить даже в пределах наиболее протяженных хребтов и крупных
впадин.
Общий тренд усложнения рельефа и приобретения им зрелых форм ориентирован
с севера на юг и с запада на восток, навстречу орогенным импульсам, идущим со¬
ответственно от Индостана и из Центральной Азии. Особенно ярко это проявляется
на Тянь-Шане, горы которого по субширотному простиранию показывают после¬
довательную смену пяти стадий. Эта картина нарушается и усложняется локальными
осями сжатия, вдоль которых формируются субмеридиональные хребты и от которых
начинается веерообразное расхождение структурных и орографических линий -
не только на запад, но и на восток. Примерами могут служить Матчинский горный
узел в Гиссаро-Алае и место схождения Заилийского и Кунгей-Алатау на Северном
Тянь-Шане.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Sengor AM.С., NataVin В.А., Burtman V.S. Evolution of the Altaid tectonic collage and Paleozoic crustal growth
in Eurasia // Nature. 1993. V. 364. P. 299-307.
2.	Khain V.E., Gusev G.S., Khain E.V. et al. Circum-Siberian Neoproterozoic ophiolite belt // Ofioliti. 1977.
V. 22(2). P. 195-200.
3.	Хайн B.E. Крупномасштабная цикличность в тектонической истории Земли // Геотектоника. 2000. № 6.
С. 3-14.
4.	Wilson J.T. Did the Atlantic close and then reopen? // Nature. 1966. V. 211. P. 676-681.
5. Моссаковский A.A., Руженцев С.В., Самыгин С.Г. Центрально-Азиатский складчатый пояс: геодина-
мическая эволюция и история формирования // Геотектоника. 1993. № 6. С. 3-32.
6.	Puchkov V.N. The Paleozoic of the Uralo-Mongolian fold system // Earth Sciences and Resources Institute,
University of South Carolina, Columbia, Occasional Publication. New Series. 1991. V. 7. P. 2.
7.	Sengor A.M.C., NataVin В A. Turkic-type orogeny and its role in the making of the continental crust, Ann. Rev //
Earth Planet Sci. 1996. V. 24. P. 263-337.
8.	Sengor A.M.C., NataVin В A., Burtman V.S. Evolution of the Altaid tectonic collage and Paleozoic crustal growth
in Eurasia// Nature. 1993. V. 364. P. 299-307.
9.	Sengor A.M.C. Asia // Encyclopaedia of European and Asian Regional geology. Colombia: Chapman & Hall.
1997. P. 34-50.
10.	Якубчук A.C. Палеозоиды Центральной Азии как фрагменты деформированных задуговых бассейнов //
Тектоника неогея: общие и региональные аспекты. Т. 2. М.: ГЕОС, 2001. С. 344-347.
11.	ИаливкинД.В. Очерк геологии Туркестана. Ташкент; Москва: Туркпечать, 1926. 184 с.
12.	Розенберг Л.И. О времени образования горного Алтая//Геоморфология. 1978. № 1. С. 75-84.
13.	Пшенин, Г.И. О древности рельефа горной Ферганы // Геоморфология. 1982. № 1. С. 80-89.
14.	Николаев Н.И. Неотектоника и ее выражение в структуре и рельефе территории СССР. (Вопросы
региональной и теоретической неотектоники). М.: Госгеолтехиздат, 1962. 392 с.
15.	Костенко Н.П. Главнейшие черты неотектоники Гиссаро-Алая, Памира и Таджикской депрессии //
Тр. ученых геол. ф-та МГУ к XXI Геол. конгр. М.: Изд-во МГУ, 1961. С. 111-141.
51

16.	Чичагов В.П. Ураган 1980 года в восточной Монголии и особенности эолового рельефообразования в
Центральной и Восточной Азии. М.: Ин-т географии РАН, 1998. 204 с.
17.	Чичагов В.П. Дефляционная эволюция суши // Геоморфология на рубеже XXI века (IV Щукинские
чтения). М.: Изд-во МГУ, 2000. С. 254-258.
18.	Флоренсов Н.А. К проблеме механизма горообразования во Внутренней Азии // Геотектоника. 1965.
№ 4. С. 3-14.
19.	Хайн В.Е., Лобковский В.И. Об особенностях формирования коллизионных орогенов // Геотектоника.
1990. № 6. С. 20-31.
20.	Копп МЛ. Структуры латерального выжимания в Альпийско-Гималайском коллизионном поясе.
М.: Науч. мир, 1997. 314 с.
21.	Попов В.И. Структуры "конского хвоста" в тектонике Западного Тянь-Шаня. Ташкент: Туркпечать,
1939. 188 с.
22.	Пшенин Г.Н. Эволюция и механизмы развития орогенных морфоструктур Тянь-Шаня и Памиро-Алая /
Развитие рельефа и динамика литосферы. М.: Наука, 1994. С. 129-157.
23.	Губин И.Е. Памир как северная часть Пенджабского синтаксиса // Гималайский и альпийский орогенез.
М.: Недра, 1964. С. 202-214.
24.	Захаров С.А. О природе Памиро-Пенджабского синтаксиса // Международный геологический конгресс,
XXVI сессия: Докл. советских геологов: Тектоника. Геология альпид тетисного происхождения.
М.: Наука, 1980. С. 198-206.
25.	Никонов А.А. Сравнительная неотектоника Памира и Тянь-Шаня // Геодинамика внутриконтинен-
тальных горных областей. М.: Наука, 1990. С. 37-45.
26.	Трифонов В.Г. Неотектоническое развитие областей взаимодействия литосферных плит (сравнение
Гималайско-Тянь-Шаньского региона и запада США) // Тип гор и механизмы горообразования. Иркутск:
ИЗК СО РАН, 1979. С. 35-36.
27.	Буланов С.А. Механизмы формирования рельефа хребта Петра I: Автореф. дис. ... канд. геогр. наук.
М.: Ин-т географии АН СССР, 1990. 24 с.
28.	Буланов С.А. Памиро-Алайский тип складчатого горообразования / Развитие рельефа и динамика
литосферы. М.: Наука, 1994. С. 165-172.
29.	Буланов С.А. Расчленение складчатого орогена в условиях регионального сжатия (на примере зоны
сочленения Памира и Тянь-Шаня) // Геоморфология. 1993. № 4. С. 67-73.
30.	Грачев А.Ф., Вигинский Е.А., Чедия О.К. Орогенические области / Новейшая тектоника, геодинамика
и сейсмичность северной Евразии. М.: ГЕОС, 2000. С. 57-138.
31.	Скобелев С.Ф. Горизонтальное сжатие и развитие складок на хребте Петра Первого // Геотектоника.
1977. №2. С. 105-119.
32.	Буланов С.А. Тектоническое выравнивание горного рельефа при формировании надвигов в складчатых
поясах / Проблема геоморфологической корреляции. М.: Наука, 1989. С. 101-106.
Институт географии РАН	Поступила в редакцию
23.11.2001
THE PECULIARITIES OF INTRACONTINENTAL OROGENY
(CENTRAL ASIAN MOUNTAIN BELT AS AN EXAMPLE)
S.A. BULANOV
Sum шагу
The description of Central-Asian mountain belt history since Late Proterozoic is given. The lateral crustal
movements in the region correlate with process of mountain building on different hierarchical levels. On the basis of
morphostructural analysis 6 orogenic stages are distinguished in the Middle Asia and Eastern Kazakhstan.
52

УДК 551.432:551.462(470.117)
© 2002 г. И.Г. АВЕНАРИУС
НЕКОТОРЫЕ ОСОБЕННОСТИ НОВЕЙШЕЙ ГЕОДИНАМИКИ
НОВОЗЕМЕЛЬСКОГО ОРОГЕНА И ПРИЛЕГАЮЩИХ АКВАТОРИЙ
ПО ДАННЫМ МОРФОСТРУКТУРНОГО АНАЛИЗА
Исследуемый регион охватывает Новоземельский ороген и примыкающие части
шельфов Баренцева и Карского морей, которые в новейшее время образовали
единую, крупную морфоструктурную провинцию, названную нами Новоземельско-
Пайхойской. В понятие "Новоземельский ороген" включены не только горные соору¬
жения Новой Земли, но и возвышенные и низкие структурно-абразионные равнины
южной части островов Южный и Вайгач, а также примыкающая к ним структурно¬
абразионная террасированная равнина шельфа (примерно для 50-100-метровой изо¬
баты), которая была сформирована в ходе фландрской трансгрессии Мирового океана.
Кроме рельефа орогена изучался рельеф смежных желобов: Западно-, Южно-
и Восточно-Новоземельских, а со стороны Баренцева моря - поднятий, окаймляю¬
щих желоба с запада и юго-запада.
Новейшая геодинамика Новоземельского орогена и Приновоземельского шельфа -
сложный и трудно решаемый вопрос, так как прямые геолого-геофизические данные
крайне скудны. Являясь в геологическом отношении разнородными образованиями как
по возрасту фундамента, так и по геологической истории [1], на новейшем тектоничес¬
ком этапе ороген и прилегающий шельф оказались весьма тесно взаимосвязанными,
что естественнее всего объяснить тем, что все эти морфоструктурные области суши
и шельфа развивались в едином поле новейших тектонических напряжений
с некоторой их вариацией в пределах более мелких морфоструктурных образований.
Общие соображения о новейшей геодинамике региона впервые были высказаны
С.А. Ушаковым и Ю.И. Галушкиным [2], которые связали, исходя из подобия ано¬
мального гравитационного поля, формирование орогена Новой Земли с процессами,
аналогичными островодужным. До тех пор и позднее большинство исследователей
отмечало лишь вертикальный дифференцированный рост новейшего орогена, связы¬
вая его с унаследованным развитием с раннекиммерийского времени. Сопоставление
данных о геологическом развитии Новой Земли [1, 3] с ее орографией показывает, что
на новейшем этапе при генеральной унаследованности тенденций раннекиммерийского
этапа появились и новые элементы. Наиболее ярким примером может служить
Восточно-Новоземельский желоб. В целом весь ансамбль морфоструктурных элемен¬
тов региона, о котором шла речь выше, является отражением новейшего геодина-
мического режима, где черты унаследованности сочетаются с формированием ряда
принципиально новых элементов.
Основным методическим приемом анализа новейшей геодинамики был выбран
морфоструктурный анализ рельефа, так как на новейшем этапе большую часть
времени исследуемый регион испытывал поднятие, а коррелятные отложения выноси¬
лись за пределы региона (ситуация несколько изменилась лишь в конце плиоцена -
среднем неоплейстоцене). Поэтому сведения о рельефе оказались единственным
и пространственно наиболее полным источником информации как для суши, так и для
шельфа. Все геолого-геофизические данные обычно локальны и единичны (например,
эпицентры землетрясений) или не всегда поддаются однозначной трактовке (например,
генезис новейших отложений по сейсмоакустическим профилям). В то же время
ледниковый или неледниковый генезис неоген-четвертичных отложений и сведения
о размерах и времени развития покровных оледенений в этом регионе важны для
оценки роли гляциоизостазии в новейшей геодинамике. Поэтому морфоструктурный
анализ рельефа и данные палеогеографии региона выходят на первый план при
решении проблем новейшей геодинамики региона.
53

Основным материалом для морфоструктурного анализа послужили топографические
и батиметрические карты масштаба 1: 1000000 и космические снимки разных видов
и разрешения. Особенностью работы было использование снимков как для анализа
суши, так и для изучения акватории по методике, разработанной в ГНПГТ ”Аэро¬
геология" [4, 5]. Основными объектами дешифрирования на акватории были ледяной
покров на сканерных и фотографических снимках и широкий круг гидрологических
явлений, которые изображаются на радиолокационных снимках высокого разрешения
[6]. Совместный анализ карт и снимков, по которым уточнялись рисовка морфоизобат
на шельфе и ориентировка и местоположение линеаментов, соответствующих текто¬
ническим нарушениям, выраженным в рельефе и активным в новейшее время, позво¬
лил провести морфоструктурное районирование всей территории, используя, наряду
со сведениями о рельефе, данные о геологическим строении [1] и истории развития
рельефа региона [7, 8].
В общих чертах структура региона была сформирована в позднем триасе - юре
в эпоху раннекиммерийской складчатости, когда в результате импульсов двусто¬
роннего сжатия со стороны рифтогенного Восточно-Баренцевоморского прогиба и со
стороны Южно-Карской рифтовой системы возникло сложное складчато-надвиговое
горное сооружение. К юрскому времени в связи с угасанием рифтогенного режима
в Восточно-Баренцевоморской впадине сжатие становится односторонним. По геологи¬
ческим данным зона воздействия восточного давления прослеживается на запад от
Новой Земли на 50-100 км [1]. На рубеже юры и мела была еще одна крупная фаза
воздымания Новой Земли. В итоге образовалось типичное для такого процесса асим¬
метричное горное сооружение, которое стало источником сноса в соседние впадины.
Послемезозойский этап развития характеризовался воздыманием не только Новой
Земли, но и прилегающих шельфов. В Баренцевом море осадконакопление шло на
значительном удалении от исследуемого региона. Зонами сноса осадков были также
районы современного Восточно-Новоземельского желоба и его склоны. На восток снос
шел в Южно-Карскую впадину. По оценкам геологов мощность смытых за это время
отложений достигает 1,5-2 км [1]. Конец мела - палеоген были эпохой планации
рельефа, в результате чего в пределах Новоземельского орогена шло образование кор
выветривания и была сформирована единая поверхность выравнивания [9]. Осадки
палеогенового возраста в пределах региона не выявлены. Вероятно, они были
маломощны и размылись в ходе начавшейся активизации тектонических движений во
второй половине олигоцена - миоцене.
Начало кайнозоя ознаменовалось формированием рядом с Баренцевоморским
регионом срединно-океанических хребтов - Северо-Атлантического и Гаккеля, кото¬
рые возникли 60-56 млн. лет тому назад. Раскрытие океанов шло неравномерно.
Отмечаются две эпохи ускорения спрединга в Атлантическом океане (в среднем
эоцене и в конце олигоцена - начале миоцена) и три - в Северном Ледовитом океане
(на границе олигоцена и миоцена, в конце миоцена и на границе плиоцена и эоплейсто-
цена). Общая для обоих океанов эпоха на границе олигоцена и миоцена, по мнению
большинства исследователей, является началом новейшего тектонического этапа
в регионе и началом формирования его морфоструктурного плана. Резкое оживление
тектонической жизни привело к тому, что на месте денудированных горных соору¬
жений опять стал образовываться горный рельеф, однако в области современного
шельфа субаэральный рельеф в целом оставался равнинным. Этот континентальный
этап развития продолжался практически до конца плиоцена. По данным Е.Е. Му¬
сатова [10], эпоха активного воздымания продолжалась до конца миоцена, во второй
половине плиоцена поднятия на Новой Земле замедлились, а на шельфе сменились
тенденцией к погружению, которая продолжалась до конца среднего - начала позднего
неоплейстоцена. Об активности тектонической жизни региона можно судить по на¬
ходке на восточном побережье Северного о-ва [3] вулканитов шошонитовой формации
с возрастом 1,6 млн. лет, что коррелируется с эпохой ускорения спрединга в Северном
Ледовитом океане.
54

В конце плиоцена и в плейстоцене на облик морфоструктур региона большое влия¬
ние оказали события, связанные с чередованием глобальных эпох похолодания, сопро¬
вождавшихся развитием покровных оледенений, и эпох потепления, когда ледники
резко сокращались, что обусловило чередование регрессий и трансгрессий Мирового
океана. Вероятно, максимум оледенения приходился на средний неоплейстоцен, когда
мог существовать достаточно мощный и обширный ледниковый покров, который
выходил на современный шельф, бывший тогда сушей, так как регрессия моря дости¬
гала отметок около -200 м. Резкое сокращение этого покрова в начале позднего нео¬
плейстоцена наверняка привело к тому, что к положительным, собственно тектониче¬
ским движениям в пределах островов Новой Земли прибавились гляциоизостатические.
Масштабы оледенений в данном регионе разными исследователями толкуются
весьма неоднозначно даже для эпохи позднего валдая - от панарктического покрова
до самых разных вариантов полупокровного оледенения на архипелаге и приле¬
гающем шельфе или скромного горно-долинного оледенения только на островах
севернее 70° с.ш. Наиболее правдоподобной и обеспеченной фактическим материалом
на суше и шельфе нам кажется модель, предложенная группой сотрудников ИО РАН
[11], которые предполагают полупокровное оледенение в раннем валдае, достигавшее
вала Адмиралтейства, и незначительное горно-долинное - в позднем валдае. О малых
масштабах последнего оледенения свидетельствует находка на севере Гусиной Земли
торфов с возрастом 15310 ± 650 лет [9] и общие соображения о палеоклимате
и геоморфологической обстановке на суше в это время [12,13].
Обоим оледенениям предшествовали трансгрессии, оставившие следы на Новой
Земле в виде террас: на отметках до 300-400 м - бореальная и до 200 м - средне¬
валдайская. Для одной из средневалдайских террас с абсолютной отметкой 120 м
имеется абсолютная датировка 40330 ± 940 лет [9]. Таким образом, скорость новей¬
ших поднятий в позднем плейстоцене достигала 3-4 мм/год и в значительной мере
могла быть обусловлена сочетанием как собственно тектонических, так и гляциоизо-
статических движений после таяния ранневалдайского ледника. В голоцене ведущую
роль, вероятно, играли тектонические движения, а гляциоизостатические были менее
значительными, чем средневалдайские. Об активной тектонической жизни свидетель¬
ствуют значительные высоты голоценовых морских террас (до 60 м, скорости подъема
5-6 мм/год), что сопоставимо с данными по Кольскому п-ву [14], а также современная
сейсмичность [15]. На шельфе по западной периферии архипелага отмечаются
высокие значения теплового потока - от 60 до 90 мВт/м2. Это в 3-4 раза больше, чем
в смежных районах шельфа. Причем наибольшие значения отмечаются напротив
Гусиной Земли и центральной части Северного о-ва [16].
В итоге была составлена морфоструктурная схема региона (рисунок), на которой
выделены основные морфоструктурные элементы - линейные продольные области:
Западно-Приновоземельская, Новоземельская и Восточно-Приновоземельская. Первая
из них делится на продольные подобласти. Все три области разделены крупными попе¬
речными сквозными линеаментами, имеющими в новейшее время сдвиговую природу,
на морфоструктурные районы. Сдвиговая природа поперечных линеаментов "читает¬
ся" по смещениям границ ряда морфоструктурных элементов (см. рисунок). По тради¬
ционным для морфоструктурного анализа принципам была дана суммарная оценка
направленности и интенсивности вертикальных новейших движений в условных
баллах.
Новоземельская область (А на рисунке) характеризуется в основном низко-
и среднегорным рельефом и имеет все черты активного новейшего поднятия. Горное
сооружение серией поперечных линеаментов разделено на районы, которые подни¬
мались с разной интенсивностью. Наиболее активно поднималась центральная часть
Северного острова (А2), где высота горных массивов, имеющих альпинотипный облик,
превышает 1500 м. Смежные районы А] и А3 поднимались несколько меньше; здесь
высоты составляют 800-1200 м. По мере движения к югу интенсивность поднятия
уменьшается, среднегорный рельеф сменяется в районе А4 низкогорным. На юге
55

56

острова и на Вайгаче (А5 и А6) в позднем неоплейстоцене - голоцене образовалась
структурно-грядовая абразионная равнина - стрендфлет.
На морфоструктурной характеристике Западной и Восточной Приновоземель-
ских областях (Б и В на рисунке) мы остановимся подробнее. В целом на новейшем
этапе обе области испытывали генеральную тенденцию к погружению, которое, как
и соседнее поднятие, было дифференцированным.
В пределах Западно-Приновоземельской области подобласть В1 - наиболее восточ¬
ная, примыкающая к архипелагу, представляет собой опущенный линейный блок -
ступень, в пределах которой глубины колеблются от 20-50 до 100-150 м. Рельеф этой
ступени имеет структурно-грядовый облик. Для него характерна сильная расчленен¬
ность, превышения составляют несколько десятков метров. В генетическом отноше¬
нии он сформирован в первую очередь новейшими движениями, которые определили
общую погруженность блока и его значительную дифференцированность. Эту
расчлененность не могли сгладить ни ледниковая экзарация и аккумуляция, ни морская
абразия, активно проявлявшиеся именно в этой зоне. Ширина этой области и степень
сложности ее рельефа находятся в прямой зависимости от высоты поднятия смежных
частей прилегающей суши. Крупные поперечные линеаменты делят ее, как и архи¬
пелаг, на отдельные районы (см. рисунок).
К западу от подобласти Б1 расположена система узких грабенообразных прогибов
с четкими крутыми склонами (восточный круче, западный - положе), которые даже
в орографическом описании и на картах носят название желобов. Это морфо¬
структурная подобласть Б2. Наличие крутых высоких склонов отчетливо проявляется
в структуре течений вблизи Новой Земли, и желоба отчетливо дешифрируются на
некоторых весенних (март-апрель) космических снимках по рисунку ледового покрова.
Желоба, имеющие корытообразный облик с выровненным днищем, характеризуются
различными глубинами и разбиваются на отдельные звенья - морфоструктурные
районы, границы которых совпадают с уже упоминавшимися наиболее значимыми
поперечными линеаментами региона. Если в северной части, в районе Б2, глубины
желоба достигают 280-300 м, то южнее, в районе Б2, они составляют всего 220 м,
а в районе Б2 опять увеличиваются до 260-280 м. Районы Б2 - Б2 образуют единый
Западно-Новоземельский желоб, который на юге открывается в Южно-Баренцевомор-
ский прогиб. В районе Б 4 желоб резко сужается, и напротив о-ва Гусиная Земля,
на седловине, глубины уменьшаются до 150 м, а желоб по сути превращается в две
узкие грабенообразные долины, направленные от седловины к северу и югу. Измене¬
ние морфологии желоба в сочетании с меньшей величиной поднятия на смежной суше
заставляет считать, что одной из причин такой смены морфологии может быть
существенное изменение состава пород, слагающих этот район, попадающий в зону
о
Кармакульского синклинория. В южной части, в районе Б5 желоб опять приобретает
свою обычную форму, хотя склоны здесь в целом положе, чем на севере, а глубины
Морфоструктурные элементы, испытывающие в новейшее время: / - понятия (А^), 2 - погружения (Б ,_3;
В j_5), 3 - интенсивность новейших вертикальных движений в условных баллах в областях: а - поднятий, в -
погружений; 4 - направление и интенсивность (в условных баллах) новейших горизонтальных движений;
границы морфоструктурных элементов - крупных линеаментов, выраженных в рельефе уступами и соот¬
ветствующих тектоническим нарушениям, активным в новейшее время: 5 - Новоземельско-Пайхойской
провинции, 6 - областей (А, Б, В), 7 - подобластей (Б , - Б3), 8 - районов ( Б] - Б^); прочие линеаменты,
выраженные в рельефе: 9 - грабенообразными понижениями, 10 - уступами и линейными понижениями:
а - без сдвиговых смещений, б - со сдвиговыми смещениями, фиксируемыми в современном морфоструктур¬
ном плане; 11 - границы валообразных поднятий в Восточно-Новоземельском желобе; 12 - эпицентры
землетрясений; 13 - эпицентр, для которого известно решение механизма землетрясения [15]; 14 - район
кайнозойского вулканизма по [3]; 15 - области повышенного теплового потока
57

достигают лишь 200 м. Севершенно иной является морфология района к западу
от Вайгача и Пай-Хоя. Здесь он, сохраняя асимметрию, выражен в рельефе широким
понижением, глубина которого нарастает к северо-западу до 70 м. Вблизи пролива
Карские Ворота в его днище вложено еще одно долинообразное понижение, откры¬
вающееся в пролив. Таким образом, сам пролив становится поперечной морфо-
сгруктурной границей, отделяющей Новоземельский блок от блока Вайгач - Пай-Хой.
Следующей и последней к западу морфоструктурной подобластью (В3) Западно-
Приновоземельского шельфа является приподнятый над желобом вал Адмирал¬
тейства, который в новейшее время существенно отставал в погружении от смежного
желоба, т.е. испытывал относительное поднятие. Эго крупное валообразное сооруже¬
ние окаймляет желоб от северной оконечности Северного о-ва до пролива Маточкин
Шар, и глубины в его пределах меняются от 100-120 м на севере (район Б3) до 60-
80 м в районе Б2 и 110-120 м в районе Б3. В пределах района Б4, который называ¬
ется плато Моллера, глубины достигают 100 м. К юго-востоку, в районе Б3, зона
относительного поднятия превращается в отдельные небольшие возвышенности с глу¬
бинами от 100 до 60-70 м с очень пологими склонами. К юго-востоку от Карских Ворот
эта морфоструктурная подобласть выражена в рельефе узкой валообразной грядой,
которая образует цепочку островов - невысоких останцов абразионно-аккумулятивной
морской равнины голоценового возраста среди широкого поля развития аккумуля¬
тивных равнин на дне Печорского моря.
Восточно-Приновоземельская морфоструктурная область (В) по своему строению
в чем-то подобна Западной и в чем-то от нее отлична. Здесь отсутствуют аналоги
морфоструктурных подобластей Б1 и Б3, и по сути выделяется одна осевая отрица¬
тельная морфоструктура - желоб, который характеризуется более ярко выраженной
линейностью и большей глубиной, чем Западно- и Южно-Новоземельские желоба.
В отличие от западных желобов приновоземельский склон Восточно-Новоземельского
желоба является в целом более крутым. Он практически не осложнен структурно¬
грядовыми поднятиями и прогибами третьего порядка. Серия поперечных линеаментов
также делит его на морфоструктурные районы. В пределах Восточно-Новоземель¬
ского желоба отмечается известная симметричность склонов во втором - четвертом
районах, а на крайнем севере и юге (район 1 и 5) - восточный склон несколько положе
и ниже западного, т.е. в целом западный склон желоба круче восточного. Меняются
с севера на юг и глубины желоба: на крайнем севере (район В1) они не превышают
350 м, во втором и третьем районах они максимальны - до 440 м, а на днище
выделяются крупные линейные поднятия, которые отсутствуют в желобах к западу
от Новой Земли. Южнее глубины желоба уменьшаются: в районе В4 - до 340 м,
в районе В5 - до 220 м, а в районе В6, напротив Вайгача, - 170-180 м, и только
за проливом Югорский Шар глубины опять увеличиваются до 230 м. Таким образом,
к востоку от Новой Земли по сути дела выделяется одна сложная продольная
морфоструктурная область, разбитая на шесть районов, как и все другие области
Новоземельско-Пайхойской провинции. К востоку от восточного склона облик рельефа
резко меняется, чередование поднятий и впадин приобретает в известной мере
хаотический характер, а их очертания становятся более изометричными, что свой¬
ственно платформенным равнинным морфоструктурам. Это связано с тем, что данная
часть Южно-Карского шельфа в геодинамическом отношении является принципиально
иной провинцией, что отмечал и Е.Е. Мусатов [10].
Таким образом, основные черты морфоструктурного плана региона:
-	ярко выраженная линейность, свойственная орогенам и смежным с ними терри¬
ториям;
-	формирование системы как продольных линейных морфоструктурных элементов
более высокого ранга, так и поперечных, разбивающих продольные на более дробные
элементы;
58

-	границы поперечных морфоструктурных элементов являются сквозными и имеют
хорошо выраженную в рельефе сдвиговую природу;
-	дугообразность плановых очертаний многих морфоструктурных элементов, вы¬
пуклых на запад;
-	отчетливые признаки асимметрии рельефа как орогена, так и желобов.
Сумма этих факторов позволяет считать, что на новейшем этапе наряду с диф¬
ференцированными движениями облик морфоструктур в значительной мере форми¬
ровался также горизонтальными движениями надвиговой, раздвиговой и сдвиговой
природы. О сдвигах уже упоминалось. Раздвиговую природу, скорее всего, имеют
многие локальные грабенообразные понижения, в том числе проливы Маточкин Шар,
Карские Ворота и Югорский Шар. По облику морфоструктур (дугообразность
очертаний, частичная асимметрия) можно считать, что на ряде участков по продоль¬
ным линеаментам могло идти слабо выраженное надвигание. Особенно это относится
к моментам активизации движений в новейшее время. Общее же новейшее надвига¬
ние Новоземельского орогена на запад оказало влияние не только на собственно
Новоземельско-Пайхойскую провинцию. В ослабленной форме оно прослеживается
в юго-восточной части Печорского моря и в Болыпеземельской тундре практически
до устья р. Печора. На шельфе это выражено в дугообразных очертаниях ряда
локальных морфоструктур и их известной удлиненности, а на суше выражено
в отчетливой асимметрии крупного водораздела между реками Черная и Море-Ю,
у которого западный склон круче восточного. При этом отчетливо видна взаимосвязь
интенсивности вертикальных и горизонтальных движений. Именно в блоках A3 (центр
Северного о-ва), - Б3 и В{ - В3 (на шельфе) отмечаются наибольшие высота
и глубина. К этому же звену приурочено известное проявление кайнозойского
вулканизма, и здесь на западе значения теплового потока увеличиваются до
90 мВт/м2. Сопоставление с геологическими данными [1] показывает, что аналогичная
ситуация была и в раннекиммерийское время. Все это позволяет в первом
приближении качественно оценить в системе условных баллов, не только
вертикальные движения в регионе, но и горизонтальные. И если вся новейшая
морфоетруктура развивалась унаследованно от раннекиммерийской, связанной с
северо-северо-восточной ориентировкой всего сооружения, параллельной Северной
Атлантике, оси Восточно-Баренцевоморской впадины и былому Обскому Праокеану
[17], то на новейшем этапе наряду с развитием меридиональных звеньев стало
сказываться влияние напряжений, идущих от хребта Гаккеля. Вероятно, именно с
эпохой ускорения спрединга в Северном Ледовитом океане в конце плиоцена,
отмечаемой С.В. Аплоновым, можно связать проявление вулканизма на Северном
острове. Хотелось бы еще отметить, что весь комплекс морфоструктурных единиц
региона при всем отличии от типичных островодужных подобен им как в наборе, так и
в последовательности размещения в плане: Восточно-Баренцевоморская впадина как
прообраз океана; океанический вал - система линейных поднятий подобласти Б3,
желоб Б2 сочленяется с подводной террасой Б1, которая в свою очередь граничит с
горным островным сооружением, в тылу которого находится переуглубленная на фоне
смежных акваторий впадина. Ее роль играет Восточно-Новоземельский желоб.
В плане все это повторяет смену океана, приокеанического поднятия и типичного
желоба островной дугой и окраинным морем в зонах классического развития
субдукции. Вряд ли внутри Евразийского континента такое подобие планового
расположения и последовательности морфоструктурных единиц носит случайный
характер, хотя отсутствует обширный вулканизм и размах рельефа здесь составляет
первые тысячи метров, а не десять тысяч (как, например, по западной периферии
Тихого океана). При всем различии масштабов процесса из-за разных геоструктурных
условий можно предполагать, что на новейшем этапе в этом регионе в ослабленной
форме могли существовать перемещения в литосфере, напоминающие или в чем-то
подобные процессам в зонах субдукции.
59

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Шипилов Э.В., Тарасов ГЛ. Региональная геология нефтегазоносных осадочных бассей¬
нов Западно-Арктического шельфа России. Апатиты: КНЦ РАН, 1998. 306 с.
2.	Ушаков С.А., Галушкин Ю.И. Литосфера Земли (по геофизическим данным) // Итоги
науки и техники. Сер. Физика Земли. Т. 4. М.: ВИНИТИ, 1979. 222 с.
3.	Кораго Е.А., Ковалева Г.Н., Ильин В.Ф. и др. Тектоника и металлогения ранних кимме-
рид Новой Земли. СПб.: Недра. Ленингр. отд-ние, 1992. 196 с.
4.	Авенариус И.Г., Трещов АЛ. Морфоструктурный анализ акваторий по космическим
снимкам // Сов. геология. 1988. № 3. С. 75-82.
5.	Авенариус И.Г., Шкарин В.Е. Использование материалов дистанционных съемок и их
автоматизированной обработки для изучения новейшей геодинамики шельфов (на
примере моря Лаптевых) // Цифровая обработка видеоинформации при структурно¬
геологических и сейсмических исследованиях. М.: Аэрогеология, 1991. С. 55-67.
6.	Авенариус И.Г., Иванов А.Ю., Широков ПЛ. и др. Морфоструктурная интерпретация
данных радиолокационного зондирования с космического аппарата "Алмаз-Г' (на при¬
мере шельфа Гельголандской бухты Северного моря) // Исслед. Земли из космоса. 1994.
№ 5. С. 87-93.
7.	Стрелков С.А. Север Сибири. М.: Наука, 1965. 336 с.
8.	Атлас палеогеографических карт. Шельфы Евразии в мезозое и кайнозое. Т. 1. М.: ГИН,
1992.
9.	Красножен А.С., Барановская О.Ф., Зархидзе В.С. и др. Верхнечетвертичные отложения
Южного острова Новой Земли // Стратиграфия и палеогеография позднего кайнозоя
Арктики. Л.: Севморгеология, 1982. С. 40-52.
10.	Государственная геологическая карта Российской Федерации. М. 1: 1000000. Лист S-38-40
(Маточкин Шар) // Объяснительная записка. СПб.: ВСЕГЕИ, 1999. 203 с.
11.	Аксенов АЛ., Дунаев Н.Н., Ионин СЛ. и др. Арктический шельф Евразии в послечет-
вертичное время. М.: Наука, 1987. 278 с.
12.	Авенариус И.Г., Дунаев Н.Н. Некоторые аспекты развития рельефа в позднем валдае
в восточной части Баренцева моря и на прилегающей суше // Геоморфология. 1999. № 3.
С. 57-62.
13.	Авенариус И.Г., Репкина Т.Ю. Палеогеография Варандейского участка (Баренцево море)
в позднем валдае - голоцене (в печати).
14.	Авенариус И.Г., Белозеров С.И. Морфоструктурный план и древние береговые линии
Дальнезеленецкого района Мурманского побережья // Геоморфология. 2000. № 3.
С. 35-41.
15.	Ассиновская БЛ. Механизмы очагов землетрясений северо-восточной части Балтий¬
ского щита // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1986. № 1. С. 101-105.
16.	Сенин Б.В. Особенности геологического строения Западно-Арктического шельфа
Евразии (Баренцево и Карское моря): Дис. в форме докл. по совокупности на соиск. уч.
ст. докт. геол.- мин. наук. М.: МГУ, 1993. 82 с.
17.	Аплонов С.В. Геодинамика раннемезозойского Обского палеоокеана. М.: Наука, 1987.
97 с.
ФГУ НПП "Аэрогеология"	Поступила в редакцию
19.11.2001
N-Q GEODYNAMICS OF THE NOVAYA ZEMLYA MOUNTAINS AND ADJACENT SEA
BOTTOM ACCORDING TO THE RESULTS OF MORPHOSTRUCTURAL ANALYSIS
I.G. AVKNARIUS
Summary
On the base of morphostructural analysis of the Novaya Zemlya and Vaigach islands and adjacent
Barents Sea and Kara Sea shelves the intensity of neotectonic movements in the region was evaluated.
Relative intensity and direction of lateral movements of thrust and shear type were determined for the
first time. The author traces similarity of neo-geodynamic processes here to a kind of subduction, which
is taking place in the extremely weak form.
60

УДК 551.4.035—>712.01(234.3+234.9)
© 2002 г. М.П. ЖИДКОВ, Э.А. ЛИХАЧЕВА
АЛЬПЫ И КАВКАЗ - ЭСТЕТИКА РЕЛЬЕФА1
Эстетическая и рекреационная геоморфология - новейшие аспекты геоморфо¬
логических исследований. Важная проблема этих исследований - разработка мето¬
дологии выявления и оценки художественных, эстетических, познавательных свойств
рельефа. Впервые о необходимости научных исследований эстетических свойств при¬
роды в целом и отдельных ее компонентов заявил А. Геттнер в начале прошлого
века [1], предложив назвать это направление "эстетической географией".
Эстетические свойства рельефа оценивались и при рекреационных исследованиях,
но только в 1970-х годах была предложена методика количественной оценки эколо¬
гических и эстетических ресурсов ландшафтов и рельефа равнинных территорий.
Выразительность рельефа оценивалась по общей холмистости пейзажа, а также
по крутизне склонов. Холмы, возвышающиеся над линией горизонта, добавляли вес
в баллах эстетической оценки ландшафта, так же как озера, острова, изрезанность
береговой линии, наличие пляжей [2].
Большая часть населения проживает в равных условиях (на равнинных тер¬
риториях), что определило отношение к горам как особым ландшафтам. Действи¬
тельно, не только эстетические, но и экологические характеристики гор уникальны
и неповторимы в иных геосистемах, так же как и природные пейзажи, уклад жизни
населения, особенности социально-экономического развития [3]. Низкогорье, а иногда
и среднегорье могут характеризоваться курортными условиями. Целебность
невысоких гор объясняется отрицательной ионизацией, лучшими окислительными
условиями, повышенным электромагнитным излучением и ультрафиолетовой радиа¬
цией [4]. Однако высокогорье неблагоприятно для постоянного проживания. Верхний
предел постоянного проживания человека в горах примерно 5000 м. Начальные
симптомы горной болезни начинают проявляться в Альпах на высотах 2500-3000 м,
а на Кавказе - 3000-3500 м [4].
Горы и особенно высокогорья, в том числе Альпы и Кавказ, неблагоприятны
не только по микроклиматическим условиям, по разреженности воздуха, повышен¬
ной солнечной радиации, но и по повышенному уровню природных и техногенных
катастроф - снежные лавины, обвалы и оползни, землетрясения, сели и другие опас¬
ные явления, масштабы которых существенно возрастают в высокогорьях. Несмотря
на высокую меру благоустройства Альп, различные природные и техногенные
катастрофы происходят в них очень часто. Альпинисты гибнут при восхождениях,
туристы нередко большими группами гибнут под снежными лавинами, которые, слу¬
чается, сносят недавно построенные гостиницы, обрываются вагончики на подвесных
канатных дорогах. Автобусы и автомобили срываются в пропасти. В 2001 г. про¬
изошли три страшных пожара в туннелях с многочисленными жертвами, в том числе
и в крупнейшем туннеле Сен-Готард. Землетрясения, крупные оползни и обвалы тоже
имеют место в Альпах. На Кавказе меньше туристов, лавин и дорог как канатных,
так и обычных, но по общим материальным и людским потерям Кавказ, вероятно,
Альпам не уступает.
Население предпочитает жить в более спокойных и комфортных условиях меж¬
горных и предгорных равнин, на небольших высотах. Показательно распределение
плотности населения по высотным поясам в Грузии, климатические условия которой,
вероятно, самые благоприятные на Кавказе. В 1979 г. на равнинах Грузии (до высоты
500 м) плотность населения была 196.4, в предгорьях (500-1000 м) - 78, в низкогорье
(1000-1500 м) - 24, в среднегорье (1500-2000 м) - 15.5, выше, в интервале высот 11 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 01-05-64165).
61

2000-2500- 1.7 чел/км2 [5]. На Северном Кавказе предельная высота проживания по¬
стоянного населения постепенно изменяется от 1500-1800 м, на западе, до 3000 м - на
востоке. В Кабардино-Балкарии в низкогорье и среднегорье плотность населения
в 4 раза меньше, чем в предгорьях, а выше 1500 м - менее 1 чел/км2 [6]. В Северной
Осетии высоты более 2 км занимают 22% территории, а проживает на них 0.4%
населения [7]. В целом на Кавказе на высоте до 1500 м средняя плотность населения
более 15 чел/км2, а на высоте 1500-2000 м - 10 чел/км2. [4]. В последние десятилетия
наблюдался отток населения из гор на равнины.
В благополучных Альпах имеются свои, но в общем сходные проблемы. С 1870 по
1990 г. на высотах ниже 500 м прирост населения составил 89%, на уровне высот 500-
1000 м (этот уровень охватывает половину площади Альп) - 40%, 1000-1500 м -
застой и уменьшение населения, выше 1500 м и прирост населения составил 27%
за счет появления небольшого числа туристических центров [8]. В Швейцарии, где
горы занимают 80-90% площади, на высотах более 1000 м проживает лишь 5%
населения, а в Австрии за последние 10 лет население гор уменьшилось на 10%,
правда, летом население Альп увеличивается в несколько раз - в высотные зоны
поднимаются пастухи, лесорубы, туристы, альпинисты [4]. В Альпах происходит
концентрация рабочих мест и основной части населения в нескольких излюбленных
местах (транспортные коридоры и узлы), а в целом альпийская зона, за небольшим
исключением, теряет свой производственный потенциал [8].
Навстречу потоку людей, покидающих горы, в XX в. возникли значительные
потоки людей, которые устремились в горы. Большая часть людей - для того чтобы
провести отпуск, что существенно стимулирует туризм, где задействована десятая
часть работающих в мире [9]. Доход от туризма 3.4 трлн. долл. США. По оценкам
к 2005 г. эта сумма составит 7.2 трлн. Возникло и новое явление, которое начинает
возрастать в горных районах мира - миграция в горы в поисках комфортных условий
жизни (чистая экология, красивые пейзажи) - комфортно-ориентированная миграция
[9]. В Альпах эти явления имеют место. Кавказ в начале 1990-х годов потерял почти
весь поток туристов и, естественно, "комфортно-ориентированных мигрантов", ус¬
тупив и тех и других Альпам, горам Турции, Греции, Кипра.
Факторы глобального масштаба, ведущие к стремительному росту туризма
и "комфортно-ориентированной миграции" в горы, - это прежде всего рост городского
населения, увеличение свободного времени, доходов и мобильности, информации
о богатствах природы и культурных ресурсов гор мира. Важными факторами, опре¬
деляющими потоки туристов и мигрантов, являются: привлекательность, доступ¬
ность, репутация местности [8]. В настоящее время до 40% европейских любителей
путешествий предпочитают горные районы.
Туризм и комфортно-ориентированная миграция возникают в тех местах, где име¬
ются богатые запасы эстетических ресурсов [8]. Оставляемые аборигенами горные
районы и селения своей пустынностью и возвратом к первозданности еще более при¬
влекают туристов и комфортно-ориентированных мигрантов. В Грузии высокогорное
селение Борисахо стало своеобразным туристическим объектом, также как и селения с
оборонительными башнями в Ингушетии в долине р. Армхи. В последнее десятилетие
туризм и в Грузии, и в Ингушетии существует в очень ограниченной форме.
Эстетику гор понимали и ценили на Востоке. Миграция в поисках наибольшего
эстетического удовлетворения существовала веками. Поселения для наслаждений
горными ландшафтами создавались состоятельными жителями Древнего Китая
и Греции. В Японии известны священные горы, в их числе Фудзияма. Есть свои свя¬
щенные горы в Китае. Горы являются обязательным элементом ландшафта, который
выбирают для строительства города и дома, согласно представлениям китайского
искусства Фэн-Шуй. В Китае не только любовались горами, но и украшали свои
жилища картинами с изображениями гор. С древнейших времен и в наши дни
множество паломников (буддистов и индуистов) направляется к священной горе Кай¬
лас, расположенной в Трансгималаях (Тибет), славящейся своей красотой. В Индии
62

известно много гор, называемых священными. Великие Моголы (средневековые пра¬
вители Индии) строили роскошные и изящные дворцы в красивейшей Кашмирской
долине в Гималаях. В то же время Джомолунгма (Эверест) или Аннапурна в прошлом
не привлекали особого внимания ни местного населения, ни паломников. Однако
ситуация изменилась после определения их высот, когда было установлено, что первая
является самой высокой в мире вершиной, а вторая относится к высочайшим, т.е. обе
являются уникальными. Это обстоятельство резко увеличило интерес альпинистов
и туристов и к Джомолунгме, и к Аннапурне.
Эстетические качества природы воздействуют на человека, вызывая в нем ду¬
ховный подъем, предполагается, что богатства пейзажей Японских островов оказало
влияние на формирование специфики и развитие японской цивилизации [10]. Вот что
писал об эстетическом воздействии гор Ю.К. Ефремов: МУ горных панорам есть своя
гипнотизирующая власть. Чем выше поднимаешься по склону, чем больше глубей
тонет внизу, в океане воздуха, чем неохватнее дали раскрываются за спинами ближ¬
них хребтов, тем сильнее чувство торжества, охватывающее человека" [11, с. 118].
Путешествуя по горам мира, Ю.К. Ефремов делает сравнение: "Рельефу гор присуща
определенная красота пропорций. У Кавказа, Тянь-Шаня, Альп существуют свои
особенно удачные соотношения высот гребня и вершин, глубины и ширины долин. Они
не всюду повторяются: в тех же горах встречаются участки с менее удачными
сочетаниями, и мы меньше ими любуется. Запоминаем же лучшее и по нему равняем
свои представления об "идеалах красоты" горных пейзажей..." [11, с. 126].
"Красота и девственность природы становятся дефицитными природно-эстетиче¬
скими ресурсами. А для того чтобы эти ресурсы можно было рационально ис¬
пользовать, весьма актуально знать, что они собой представляют, из чего состоят
и как их оценивать" [2, с. 107].
Принципы оценки эстетичности рельефа гор. Оценивать красоту ландшафтов
и рельефа горных и равнинных территорий можно различными путями, начиная от
качественной экспертной и балльной экспертной и кончая многофакторной
количественной оценкой. Практическая необходимость в таких оценках, конечно,
существует и в определенной мере она удовлетворяется теми или иными способами.
Оценка красоты, с точки зрения художника, представляет, на наш взгляд, для
разработки критериев эстетичности рельефа определенный интерес. Художники для
своих пейзажей интуитивно выбирают самые интересные и живописные панорамы,
но разрабатывают концепции построения художественных композиций картин, по¬
этому их представления прямо не могут быть использованы в оценках природных
ландшафтов и рельефа. Тем не менее выявленные художниками закономерности
(правила) создания картин, которые, "сочетаясь должным образом, придают изящество
и красоту любым живописным композициям" [12, с. 122], могут быть использованы
в оценках эстетических качеств ландшафта и рельефа.
Английский художник XVIII в. У. Хогарт в своем труде "Анализ красоты", вышед¬
шем в 1753 г., писал: "Хотя красота доступна взорам и ощущается всеми, исследова¬
ния, ей посвященные, были почти совсем оставлены из-за большого количества
бесплодных попыток объяснить ее причины" [12, с. 107]. Там же он формулирует
правила создания живописных композиций: "Правила, которые я имею в виду,
следующие: целесообразность, многообразие, единообразие, простота, сложность
и величина - все они принимают участие в создании красоты, взаимно исправляя,
а иногда ограничивая друг друга" [12, с. 122].
Под целесообразностью понимается соответствие объемов и пропорций отдельных
частей. Заметим, что в естественной природе пропорции всегда идеальны, но
в рукотворных ландшафтах и архитектуре зданий и городов они могут быть далеки от
идеала. Возможно поэтому в наши дни стали привлекательны естественные,
не тронутые цивилизацией ландшафты.
Многообразие означает разнообразие объектов, форм и цветов и, в частности,
изменения, связанные с перспективой, т.е. с изменениями восприятия объектов в зави¬
63

симости от удаленности от зрителя. При этом указывается, что разнообразие должно
быть упорядочено, не быть хаосом. Единообразие раскрывается простотой или
ясностью, поскольку, по мнению У. Хогарта, простота предупреждает путаницу
в изящных формах. Сложность оживляет композицию, заставляя нас исследовать ее.
Красота организованной сложной формы заставляет глаз следовать за нею.
О величине У. Хогарт пишет: ’’Формы больших размеров, даже неприятные по
своим очертаниям в силу своей величины, все же привлекают к себе наше внимание
и вызывают восхищение. Огромные бесформенные скалы таят в себе устрашающую
прелесть, а обширный океан внушает трепет своей необъятностью. Но когда глазу
предстают красивые формы огромных размеров, то наше сознание испытывает
удовольствие и страх переходит в чувство благоговения" [12, с. 133]. Заметим, что
именно морфометрические показатели поддаются оценке и сравнениям.
В последние годы возникло новое научное направление - "эстетическая геомор¬
фология", предложенное Д.А. Тимофеевым и уже разрабатываемое рядом иссле¬
дователей [13]. Современные исследователи эстетических свойств рельефа в общем
придерживаются примерно такого же перечня характеристик рельефа. Оценку эс¬
тетических свойств рельефа предлагается оценивать по семи следующим критериям
[14]: разнообразие и уникальность, необычность, размеры, гармоничность, привлека¬
тельность (внешнее состояние), погодные условия. Одно из направлений современной
науки - видеоэкология, которая тоже может предложить геоморфологам методы
оценки форм рельефа через показатели однородности и разнообразия, гармоничности
и дисгармонии, симметричности и асимметричности и т.д.
Д.А. Тимофеев и Э.А. Лихачева [15] предлагают следующие критерии оценки
эстетики рельефа:
1.	Уникальность форм рельефа: а) по генезису; б) по форме и географическому
положению.
2.	Уникальность внешнего вида формы: а) непохожесть ни на что (фантастические
сюжеты); б) похожесть на биологические, архитектурные объекты.
3.	Архитектоника - композиция - сочетание частей в одном стройном целом.
Соразмерность и разнообразие форм.
4.	Обозреваемость: а) вид со стороны (виден издалека; только с определенной
точки); б) визуальное раскрытие ландшафта от объекта.
5.	Сопровождающие эффекты: а) звуки - тишина (шум водопада, прибоя, эхо...);
б) тепло - прохлада; в) яркость; г) цвет; д) освещенность (на восходе, на закате, при
луне...).
6.	Сочетания с другими элементами ландшафта: с растительностью, с водными
и биологическими (гнездовья птиц) объектами, с архитектурными объектами.
7.	Стабильность (стоит веками) или подвижность (изменяется на глазах) - динамика
геоморфологического ландшафта.
8.	Изобразительность - фотогеничность (любимый объект художников, фото¬
графов).
9.	Визуальный эффект (впечатление); грандиозность зрелища.
10.	Эмоциональное восприятие: а) любование; б) поклонение; в) чувство уеди¬
ненности (замкнутость, келейность ландшафта); г) чувство слияния с природой.
11.	Магнетизм - притягательность ("Вновь я посетил...").
12.	Этносоциальная значимость объекта (международная, национальная, регио¬
нальная достопримечательность и т.п.).
Перечисленные критерии позволяют отнести геоморфологический объект к "памят¬
никам природы" (пп. 1-3), дать оценку красоты объекта (пп. 4-7), охарактеризовать
эстетическую ценность объекта (пп. 8-12). Эту оценку можно провести на вербаль¬
ном уровне (словесное описание) и с привлечением количественных и качественных
показателей.
Попробуем, учитывая представления художников и геоморфологов, в качестве
опыта дать оценку эстетичности рельефа Альп и Большого Кавказа на основе
64

анализа количественных показателей. Эти горы хорошо изучены, имеют сопостави¬
мые размеры, значение Альп для Западной и Центральной Европы и Большого
Кавказа для России сходно. Влияние социально-экономических, репутационных и пси¬
хологических аспектов на эстетический потенциал останется за рамками предла¬
гаемого исследования, хотя их значение и очевидно. Рельеф подвержен изменениям,
но социально-экономические характеристики еще более динамичны.
Репутация - долговременный признак, но тем не менее изменяющийся. Зрительное
восприятие предельно субъективно и подвержено внушениям (сегодня модны одни
воротнички, завтра - другие). Интересен пример субъективного восприятия
ландшафтов вследствие определенной репутации, приведенный в работе М. Флоровой
[16], которая пишет: "Парадоксально, что альпийский справочник приводит
путешественников к заключению, что Кавказ уникален и несравним. Автор лучшего
путеводителя по Кавказу, опубликованного в 1885 г., М. Владыкин писал, сравнивая
Альпы и Кавказ: "В Швейцарии пейзаж занимает передний план; на Кавказе
впечатление, что долины возникают для путешественника воображаемыми картинами
образов угрожающих горцев. Рассматриваемые кавказские пейзажи менее красивы,
чем таковые альпийские, но более величественны, они вызывают скорее уважение,
чем обожание (шарм)..." [16].
В общем эстетичность рельефа можно, вероятно, определить по небольшой группе
характеристик, потому что показатели природных объектов, как правило, взаимо¬
связаны, образуют синдромы. Так, например, минералы с высокой плотностью и про¬
зрачностью характеризуются, как правило, высокой твердостью, значительным свето¬
преломлением - это признаки драгоценных камней. Красивый природный объект - это
прежде всего сочетание пропорций или размеров. Следует правильно выбрать
характеристики, и они помогут точно оценить рельеф. Природа создает, как правило,
красивые объекты. Некрасивы лишь больные деревья или склоны, обезображенные
строительством (траншеи, котлованы и пр.), свалками. Удручающее впечатление
производят свежие оползни, особенно, разрушившие дома и т.п., но уже огромные
карьеры (на Курской магнитной аномалии или на кимберлитовой трубке в Якутии или
южной Африке) могут сами стать объектами восхищения и паломничества туристов.
Объективным и достоверным будет сопоставление цифровых данных показателей
рельефа, которые очевидно, коррелируются с эмоциональным восприятием рельефа.
К ним могут быть отнесены: максимальные абсолютные высоты, глубины ущелий,
густота эрозионного расчленения, протяженность хребта с большими высотами вер¬
шин, площади и количество озер, ледников и вечных снегов, наличие и длина морского
побережья, количество пещер и других карстовых форм и их размеры, количество
водопадов и их высоты. Озера и озерные котловины украшают горные пейзажи,
поэтому количество озер и их размеры могут быть важными характеристиками
эстетики рельефа. Также можно сопоставить показатели тех структур, которые
создают условия формирования свойств и форм рельефа, воспринимаемых как
красивые: мозаичность геологического строения (разнообразие, контрастность и число
выходов пород на единицу площади). Условный коэффициент геологической
мозаичности - это среднее число пятен пород на геологической карте на единице
площади. Он отражает сложность геологической структуры и соответственно воз¬
никновение сложных композиций рельефа, определяемых литологическим и тек¬
тоническим разнообразием территории. Важны площадь и мощность выходов из¬
вестняков (образуют живописные скалы, каньоны, куэсты, карстовые формы
и, вообще, здоровые для жизни ландшафты). Количество пещер и их протяженность
можно принять в качестве эстетического показателя рельефа.
Площадь оледенения может быть положительным фактором лишь до некоторого
предела, пока оно оставляет достаточно места для других ландшафтов и форм
рельефа. Возможно, эта величина 5-10%. Небольшая высота положения снеговой
линии и соответственно концов ледников придает живописность и контрастность
формам рельефа и ландшафтам.
3 Геоморфология, №3
65

Рис. 1. Вид на Монблан со стороны Шимони, Франция (Фото Е.Г. Ананьевой)
Рис. 2. Впечатляющие виды гор и знаменитые вершины часто изображаемые
на почтовых марках
а - Эльбрус - самая высокая гора Европы, в - альпийская долина в Швейцарии
Крупные гравитационные смещения (обвалы и оползни) подчас создают весьма
живописные формы рельефа и также могут привлекать туристов, как интересные
объекты природы, поэтому число и размеры таких смещений следует включить
в характеристики эстетичности рельефа.
Интересно число минеральных источников, потому что они сами являются
привлекательными объектами и создают нередко интересные и красивые формы
рельефа, но их число для Кавказа и для Альп установить довольно сложно.
66

Размеры, конечно, не абсолютный показатель эстетичности: небольшая живописная
долина может быть не менее привлекательна, чем большая. Мелкие объекты могут
украшать ландшафт, поэтому общее число озер, ледников и др. тоже отражает
эстетический потенциал. В целом данные показатели будут отражать предлагаемые
как художниками [12], так и геоморфологами [15] критерии оценки эстетики рельефа,
в значительной мере упрощая их и делая понятными любому человеку. Информация
об уникальности форм рельефа, визуальном эффекте, эмоциональном воздействии [15]
и величине [12], конечно, лучше всего передается при сравнении максимальных
размеров (высота, глубина, длина, площадь и др.).
Рельеф Альп и Большого Кавказа. Альпы представляют собой дугу, вытянутую
в целом с ЮЗЗ на СВВ. Ее протяженность около 1200 км, ширина до 260 км, макси¬
мальная высота 4807 м (Монблан, рис. 1). Общая площадь около 200 тыс. км2 Осевая
часть сложена древними кристаллическими породами (гнейсы, слюдистые сланцы,
кварциты, филлитовые сланцы и др.), на склонах - более молодые мезо-кайнозойские
осадочные породы. Множество крупных озер. Альпы - крупнейший центр оледенения
и по его масштабам занимают второе место в Европе после Скандинавии. Площадь
оледенения Альп достигает 3600 км2 [17]. Самый большой ледник Алечский имеет
площадь 87 км2 и длину 24 км. По другим оценкам общая площадь 1200 ледников
достигает 4 тыс. км2.
Большой Кавказ вытянут на 1100 км в направлении СЗЗ-ЮВВ, при максимальной
ширине до 160 км. Общая площадь 144 тыс. км2 [18]. Максимальная высота 5642 м
(Эльбрус, рис. 2а). Осевую часть Б. Кавказа слагают докембрийские гнейсы и крис¬
таллические сланцы, значительные выходы гранитоидов. На склонах - мезо-
кайнозойские осадочные породы, известняки, песчаники и др. Ледников насчитывается
до 2000 общей площадью до 1.4 тыс. км2 [19]. Самый большой ледник Дыхсу,
площадью 47 км2, имеет длину 13.8 км. Множество небольших озер. Северное
подножие Б. Кавказа расположено примерно на 350 км южнее северного подножия
Альп. Высота линии вечных снегов в Альпах изменяется, возрастая с запада на вос¬
ток, от 2500 до 3200 м. На Б. Кавказе соответственно от 2750 до 4000 м (рис. 3).
По оценке С.С. Воскресенского [20] глубина эрозионного расчленения Большого
Кавказа уступает только Гималаям, Западному Памиру и еще немногим гор¬
ным странам, а долины Кавказа глубже и уже Альпийских и Пиренейских. Глубина
долин Чегема, Ингури, Теберды достигает 2500-3000 м. Долины крупнейших
и наиболее глубоких врезов рек Альп - таких, как Дора-Балтеа, Тичино, Адда - 1800-
2300 м [20].
На Б. Кавказе насчитывается 1852 озера общей площадью 95.84 км2, учитывая
озера площадью более 500 м2. Озер площадью более 1 км2 всего четыре: Казенойам
(1.7 км2), Абрау (1.6 км2, рис. 4), Бол. Рица (1.5 км2), Келистба (1.3 км2) [21]. В Альпах
общее количество озер, возможно, достигает близкой величины, но размеры крупных
озер оставляют кавказские далеко позади. Самое крупное альпийское озеро -
Женевское озеро - площадью 582 км2 достигает глубины 310 м, расположено на
высоте 372 м. За ним следует Боденское площадью 538 км2, глубиной до 252 м,
с холмистыми и скальными берегами. Далее - Невшательское площадью 216 км2,
глубиной до 153 м, расположенное на высоте 432 м. Лаго-Маджоре площадью 212 км2,
глубиной 327 м расположено на высоте 194 м, имеет высокие обрывистые берега.
Озеро Камо площадью 146 км2, глубиной до 410 м с высокими скалистыми берегами.
В Альпах водопад Жьетроз (в Швейцарии) имеет высоту 498 м [22]. Рейхенбах-
ский водопад на Рейне невысок, но по количеству воды и красочности очень
значителен. На Б. Кавказе сопоставимых нет. Каскады и очень красивые водопады
высотой 10-30 м многочисленны, особенно в долине Теберды и в Дагестане, где
имеется несколько водопадов высотой 70 и каскад высотой более 100 м. Туристам
хорошо знакомы водопад Ахун и Агурские каскады высотой более 100 м, неподалеку
от Сочи, Софийский водопад высотой около 100 м, вырывающийся из-под Софийского
ледника на Западном Кавказе.
з*
67

Рис. 3. Вид на Главный Водораздельный хребет Б. Кавказа в верховьях
р. Баксан.
На переднем плане подъемник подвесной дороги. Станция "Мир" на высоте
3500 м
Рис. 4. Живописное озеро Абрау на западе Б. Кавказа
Озеро окружено невысокими горами, покрытыми виноградниками и лесами,
находится неподалеку от Черноморского побережья
По утверждению З.К. Таташидзе [23], Грузия обладает уникальным фондом
спелеоресурсов, в этом отношении она вне конкуренции на территории Евроазиатского
материка. На южном склоне Б. Кавказа на высоких известняковых массивах Бзыб-
ского хребта и Арабики выявлены глубочайшие карстовые пещеры: им. В. Пантю¬
хина - 1508, Снежная-Меженного - 1370, Илюхина - 1240, Арабикская - 1110 м [23].
К 01.08.1989 г. в Грузии было зарегистрировано 1080 карстовых полостей суммарной
длиной 145 км и глубиной 45 км [22]. В Альпах к глубочайшим пещерам относятся:
Лампрехтсофен - 1.6, Мирольда - 1.6, Жан Бернар - 1.6 [24], Берже - 1.1, Шнеелох -
68

1.1 км [25]. Если по глубине крупнейшие пещеры Б. Кавказа лишь немногим уступают
Альпам, то по протяженности пещер Альпы во много раз превосходят Б. Кавказ
(возможно, в силу меньшей изученности Кавказа). В Швейцарских Альпах пещера
Хеллох достигает длины 175, а Зибенхенгсте-Хоган - 140 км [25], т.е. каждая
в отдельности превосходит суммарную длину пещер Грузии.
Важной характеристикой является протяженность подножия гор, обращенного
непосредственно к морю. Длина такого морского побережья Б. Кавказа от Сухуми до
Анапы примерно 350 км (по прямой). Побережье, обращенное к Каспию, имеет
протяженность 350 км, но отделено от подножия гор равниной. Альпийское побе¬
режье, обращенное к Средиземному морю, - более 400 км (по прямой), оно длиннее
кавказского и более изрезано, имеет многочисленные живописные мысы и бухточки.
Природные риски (уровень сейсмичности, обвалы) в Альпах и на Кавказе. В горах
особенно много зон экологического риска [4]. Уровни сейсмичности Б. Кавказа и За¬
падных Альп близки, но число и частота землетрясений Большого Кавказа превос¬
ходят Западные Альпы [26]. Землетрясения могут быть отнесены в актив эстетиче¬
ского потенциала, потому что это интересное природное явление, создающее экзо¬
тические формы рельефа, а также и в негатив экологической оценки, потому что
служат прямой угрозой жизни населению.
С землетрясениями связаны такие важные геоморфологические процессы, как
образование гравитационных смещений (оползней и обвалов). В Альпах широко
распространены позднеледниковые и голоценовые оползни и обвалы. Известны очень
крупные, объемом более 1 км3: Фернас (Австрийские Альпы) более 1 км3, Флимс
(в Швейцарских Альпах, в долине Рейна) более 9 км3, Кофельц (Австрийские
Отцалльские Альпы) более 2.1 км3, Сьерре (Швейцарские Альпы) более 2 км3, Тамин-
Сесажит (Швейцарские Альпы) более 1.6 км3 [27]. На Б. Кавказе известны крупные
гравитационные смещения, многие из которых рассматриваются как сейсмодислокации
и палеосейсмодислокации [28]. Современных и голоценовых крупных обвально-ополз¬
невых смещений насчитывается несколько десятков, но они исследованы не столь
детально и их объемы определены очень приблизительно и, возможно, достигают
0.1 км3 [29]. Число и объем крупных гравитационных смещений тоже могут быть
отнесены в пользу эстетического потенциала, потому что они создают своеобразные
формы рельефа, впечатляют своими размерами и грандиозностью процессов их
образовавших, а также зачастую служат перемычками красивейших горных озер.
Снежные лавины можно рассматривать так же, как землетрясения. Они возникают
именно в самых красивых местах и сами могут быть красочными объектами. В Альпах
туристов, горнолыжников и альпинистов гораздо больше, чем на Кавказе, поэтому
сообщения о гибели целых групп под лавинами поступают оттуда чаще.
Соотношение эстетических свойств рельефа и потенциала его опасных явлений,
очевидно, могут быть напрямую связаны. Чем выше горы, тем они опаснее для
человека, и тем они привлекательнее своей первозданностью, чистотой и загадоч¬
ностью. Грандиозные обвалы, расщелины, лавины привораживают зрителя точно так
же, как языки пламени пиромана. Причем чем более благополучна повседневная
жизнь, тем больше привлекают опасности, точнее их преодоление в кратких проме¬
жутках отпуска, что порождает новые виды экстремального спорта.
Оценка эстетических качеств рельефа Альп и Кавказа. Наиболее красивые ланд¬
шафты и здоровые местности уже с середины XIX в. стало принятым называть
’’Швейцарией". "Подмосковная Швейцария", "Калужская Швейцария" и др. - обычный
оборот в туристических и краеведческих книгах с описаниями различных территорий.
Швейцарские Альпы стали своеобразным эталоном красоты естественных и сельских
ландшафтов в горах, да и на равнинах с холмистым рельефом.
Конечно, естественные и хозяйственно-жилые ландшафты Альп (рис. 26) население
уже несколько столетий облагораживает. О Швейцарии интересно напи¬
сал в конце XIX в. французский писатель А. Доде в романе "Тартарен из Тара-
скона": " - Швейцария в настоящее время ... просто обширный курзал, открытый
69

с июня по сентябрь, только и всего казино с панорамами, куда люди отовсюду
съезжаются развлекаться, ... можно себе представить сколько потребовалось денег,
чтобы взять в аренду, причесать и приукрасить весь этот край с его озерами, лесами,
горами, водопадами, чтобы просодержать целое войско служащих статистов, чтобы
отстроить на вершинах гор отели с газом, с телеграфом, с телефоном! ..." [30, с. 144].
Лишь в одной Швейцарии ныне насчитывается 1600 канатных дорог [31], которые
существенно снижают нагрузку на ландшафт как от ног пешеходов, так и от
автомобилей, а главное уменьшают необходимость в строительстве автомобильных
дорог, которые занимают в горах большие площади и существенно преобразуют
рельеф гор и вызывают неблагоприятные геоморфологические процессы. На Большом
Кавказе пока можно насчитать в лучшем случае 20-30 подвесных дорог.
Российский житель, тем более кавказский, воспринимает Альпы как некие не очень
высокие горы в маленькой Европе, ведь они на 1 км ниже Кавказа. Кавказ - это
передовой рубеж огромной Азии. Красоты Кавказа очевидны, мы их сами видели,
поэтому объективная оценка будет интересна.
Попробуем ограничиться оценкой эстетических свойств рельефа Альп и Кавказа,
предположив, что их гармоничность, ритмичность и некоторые другие показатели
эстетичности близки, как и уровни природных опасностей. Суммируем оценки
сравниваемых показателей, принимая за 100% максимальный положительный показа¬
тель сравниваемой характеристики и соответственно определяя процентную величину
меньшей. В случае высоты снеговой линии положительна меньшая величина, поэтому
для упрощения процедуры поменяем местами их нормированные показатели. Конеч¬
ные суммы тоже нормируются по процентному соотношению, это и будут искомые
оценки.
В общую сумму не были включены показатели по соотношениям самых крупных
гравитационных смещений (современных и позднеледниковых) и длина пещер,
поскольку показатели Кавказа оказались несоизмеримо меньше альпийских (возможно,
в силу меньшей изученности). Количество ледников, по которому Б. Кавказ значи¬
тельно превосходит Альпы, тоже является субъективным показателем. Однако здесь
соотношение имеет некоторый здравый смысл (не столь велика разница), поэтому эти
величины были приняты для оценки.
В целом по количественным показателям рельефа, которые отражают его
эстетичность, Альпы, вопреки ожиданиям, несколько превосходят Б. Кавказ. При
оценке уровня эстетического потенциала рельефа Альп 100%, Б. Кавказ получает
76% (таблица). Альпы значительно опережают Б. Кавказ по сложности геологической
структуры, площади оледенения, площади и глубине озер. Дальнейшее суммирование
различных показателей других форм рельефа будет пропорционально увеличивать
общую сумму, сохраняя конечное соотношение оценки, близкой к полученной. Можно
полагать, что всякая объективная оценка эстетических качеств рельефа Альп
и Б. Кавказа даст сходные результаты.
Выводы
Представлен первый опыт количественной оценки эстетики рельефа. Очевидно,
что такие оценки необходимы, так как, выбирая место для отдыха, туризма, экстре¬
мального туризма, альпинизма, горнолыжного спорта или для занятий живописью,
люди так или иначе уже пользуются подобной информацией.
Оценка опирается на показатели величины и числа рассматриваемых объектов.
Размеры объектов отражают их многие грани. Максимальная величина указывает на
уникальность (Эльбрус - самая высокая гора и самый высокий вулкан Европы, однако
в некоторых справочниках Монблан указывается как самая высокая гора Европы), на
разнообразие - показатель геологической мозаичности и числа ледников и озер. Другие
характеристики, предлагаемые для оценки эстетичности рельефа, тоже могут быть
представлены в виде цифровых показателей морфологии рельефа. Многие показатели
70

Количественные характеристики рельефа Альп и Б. Кавказа для оценки его эстетических качеств
Характеристика рельефа
Абсолютные показатели
Нормированные, %
Альпы
Б. Кавказ
Альпы
Б. Кавказ
Площадь, тыс. км2
200
144
100
72
Максимальная высота, м
4807
5642
85
100
Максимальная глубина ущелий, м
1800-2300 (средняя 2050)
2500-3000 (средняя 2750)
75
100
Протяженность хребта (км) с высотами
350 - от г. Пельву (4100) до г. Бернина
600 - от г. Домбай Ульген (4046) до
58
100
более 4 тыс. м
(4049)
г. Базардюзю (4466)
Протяженность горного морского
побережья, км
400
350 (от Сухуми до Анапы)
100
88
Условный коэффициент геологической
2.3
2.0
100
87
мозаичности
Площадь ледников, км2
4000-3600 (средняя 3800) (2% площади)
1409 (1.5% площади)
100
37
Количество ледников
1200
2000
60
100
Максимальная длина ледников, км
24
14
100
58
Высота линии вечных снегов, м*
2500-3200 (средняя 2750)
2750-4000 (средняя 3400)
100
80
Суммарная площадь пяти самых крупных
озер, км2
582 + 538 + 216 + 212 + 146 = 1694
1.7 + 1.6+ 1.5 + 1.3 + 1 = 7
100
0.4
Суммарная глубина пяти самых крупных
озер, м
510 + 327 + 310 + 252 + 153 = 1552
258 + 101 + 85 + 76 + 65 = 585
100
40
Суммарная глубина четырех самых
глубоких пещер, м
1.6+ 1.6+ 1.6 + 1.2 = 6
1.5 + 1.4+ 1.2+ 1.1 =5.2
100
87
Суммарный объем пяти самых крупных
гравитационных смещений (современных,
позднеледниковых), км3
9 + 2.1 + 2 + 1.6= 14.7
0.1 +0.1 +0.1 +0.03 =0.33
Самый высокий водопад, м
498
100
100
20
Сумма, %
1278
969
Нормированная сумма - % или показатель
относительной величины эстетического
потенциала рельефа
100
76
Положительна меньшая величина.

коррелируются друг с другом, и можно ограничиться сравнительно небольшим чис¬
лом характеристик для эстетической оценки рельефа. Это хорошо видно по показа¬
телям площади оледенения и размерам ледников, озер.
Объективная, а главное, вызывающая доверие оценка эстетических ресурсов
как отдельных мест, так и горных систем может представлять практический
и теоретический интерес. Как ни странно, но оценка эстетических качеств рельефа
гор может дать новую информацию о закономерностях строения самого рельефа.
Поиск сравниваемых форм и объектов для оценки эстетики рельефа будет
продолжен.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Геттнер А. География. Ее история, сущность и методы. М. - Л.: 1930. 416 с.
2.	Эрингис К.И., Будрюнас А.-Р.А. Сущность и методика детального эколого-эстетического исследования
пейзажей / Экология и эстетика ландшафта. Вильнюс: Минтис, 1975. С. 107-160.
3.	Селиверстов Ю.П. Монтология или орология - особая наука о горах // Геоморфология гор и равнины:
взаимосвязи и взаимодействие (тез. докл. Междунар. совещ. XXIV пленум Геоморфологической
Комиссии РАН). Краснодар: Кубан. госуниверситет, 1998. С. 30-31.
4.	Супруненко Ю.П. На высотных этажах планеты (горное природопользование). М.: Травант, 1999. 496 с.
5.	Гуджабадзе В.В. Изменения в распространении населения Грузинской СССР по вертикальным поя¬
сам // Проблемы горного хозяйства и расселения. М.: ИГ АН СССР, 1988. С. 150-156.
6.	Бураев Р.Б. Закономерности расселения на Северном Кавказе // Проблемы горного хозяйства и рас¬
селения. М.: ИГ РАН СССР, 1988. С. 143-145.
7.	Баденков Ю.П. Пример Северной Осетии (Кавказ) // Горы Мира - глобальный приоритет. М.: Изд. дом
"Ноосфера", 1999. С. 89-91.
8.	Айвз Дж.Д. Сравнительное неравенство - горные сообщества и горные семьи // Горы
Мира - глобальный приоритет. М.: Изд. дом "Ноосфера", 1999. С. 57-78.
9.	Полян П.М. География и вдохновляющие ресурсы природы // Природа. 1978. № 3. С. 51-63.
10.	Прайс М.Ф., Мосс Л.А., Уильямс П.В. Туризм и комфортно-ориентированная миграция // Горы
Мира - глобальный приоритет. М.: Изд. дом "Ноосфера", 1999. С. 239-269.
11.	Ефремов Ю.К. Остров вечного лета. Путешествие по Цейлону. М.: Гос. изд-во геогр. лит., 1959. 160 с.
12.	Хогарт У. Анализ красоты. Л.: Искусство, 1987. 254 с.
13.	Тимофеев Д.А., Борсук О.А., Лихачева Э.А. и др. Эстетическая геоморфология // Инженерная
география. Экология урбанизированных территорий (докл. IV Междунар. конф.) Ярославль: Изд-во
ЯГПУ им. К.Д. Ушинского, 1999. С. 136-140.
14.	Ефремов Ю.В. Основные критерии эстетического восприятия рельефа // Пробл. экологической
геоморфологии (материалы Межгос. совещ. XXV пленум Геоморфологической Комиссии РАН,
18-22 сентября 2000 г.), Белгород: Изд-во БелГУ, 2000 . С. 22-23.
15.	Тимофеев Д.А., Лихачева Э.А. Рельеф как эстетический элемент ландшафта // Рельеф среды жизни
человека (экологическая геоморфология) М.: Медиа-Пресс, 2002. 640 с.
16.	Florova М. Du chaos а l'Harmonie. L'image du Caucase au XIX siecle // Revue de Geographic Alpine. 1999.
№ 7. Vol. 87. P. 9-19.
17.	Черногаева Г.М. Водный баланс Европы. М.: ИГ АН СССР (ВИНИТИ), 1971. 140 с.
18.	Ефремов Ю.В., Ильичев Ю.Г., Панов В.Д. и др. Хребты Большого Кавказа и их влияние на климат.
Краснодар: Просвещение-Юг, 2001. 145 с.
19.	Панов В.Д., Панова С.В., Лурье П.М. Криосфера Большого Кавказа // Проблемы географии
и экологии. Ростов н/Д: Батайское кн. изд-во, 1999. С. 239-250.
20.	Воскресенский С.С. Геоморфология СССР. М.: Высш. шк., 1968. 367 с.
21.	Ефремов Ю.В., Квавадзе Э.В. Кавказ // История озер Севера Азии (Серия: История озер).
СПб.: Наука, Ленингр. отд-ние. 1995. С. 192-205.
22.	Рекорды Земли. Неживая природа. Смоленск: Русич, 1998. 192 с.
23.	Татаишдзе З.К. Большой Кавказ - регион уникальных спелеоресурсов // Пробл. геоморфологии
и геологии Кавказа и Предкавказья. Краснодар: Кубанский госуниверситет, 2001. С. 121-129.
24.	Мавлюдов Ю.Р. Пещеры // География. 1999. (401-402). С. 1-3.
25.	Гвоздецкий Н.А. Карст //Природа мира. М.: Мысль, 1981. 214 с.
26.	Гвишиани А.Д., Горшков А.И., Ранцман Е.Я. и др. Прогнозирование мест землетрясений в регионах
умеренной сейсмичности. М.: Наука, 1988. 176 с.
27.	Abele G. Rockslide movement supported by the mobilization of groundwatersaturated valley floor sedi¬
ments’//Annals of Geomorphology. 1997. Bd. 41. H. 1. P. 1-20.
72

28.	Хромовских В.С., Солоненко В.П., Семенов РМ. и др. Палеосейсмогеология Большого Кавказа.
М.: Наука, 1979. 188 с.
29.	Жидков М.П. Условия возникновения крупных обвально-оползневых смещений на Большом Кав¬
казе // Геоморфология. 2000. № I. С. 73-82.
30.	Доде А. Тартарен из Тараскона. Сафо. М.: Изд-во Худож. лит., 1972. 560 с.
31.	Лавров С.Б. Малые страны Европы: Швейцария, Нидерланды // География в школе. 1999. № 8.
С. 3-12.
Институт географии РАН	Поступила в редакцию
05.03.2002
ALPS AND CAUCASUS: AESTHETICS OF RELIEF
M.P. ZHIDKOV* E.A. LIHACHEVA
Sum шагу
The first attempt to evaluate the aesthetic features of mountain relief of Alps and Caucasus has been made on the
base of simple morphometric characteristics, The necessity and methodic of such evaluation are discussed. Parameters
like maximum altitudes, the depth of valleys, extension of seashore etc. may correlate with beauty of relief. Parameters
compared were normalized, the maximum value was taken as 100%. In contrary to common opinion Alps exceeds
Caucasus by many characteristics. Taken aesthetic attribute of Alps for 100%, Caucasus appears to have only 76%.
УДК 551.435.285(470.62)
©2002 г. A.A. НИКОНОВ
ГОРА БОРИСА И ГЛЕБА НА ТАМАНИ
Гора Бориса и Глеба на Тамани на берегу Ахтанизовского лимана в региональных
геологических работах нередко фигурирует (обычно лишь упоминается) в качестве
грязевой сопки, подобной многим другим на Тамани. Но специального внимания до
недавнего времени гора не привлекала. Целесообразно представить краткий аналити¬
ческий обзор источников, на основании которых существует представление о горе как
о грязевом вулкане. Хороший обзор публикаций дореволюционного и довоенного
периода приведен в книге В.В. Белоусова и Л.А. Яроцкого [1], которая мало известна
современным исследователям.
Самыми ранними публикациями со сведениями о горе (1823 г.) служат записки
известного геолога П. Кеппена [2] и французского путешественника Ф. Дюбуа де
Монпере [3, 4]. Первый со слов местных жителей год спустя после события на горе
записал рассказ "об извержении грязевой сопки". Второй много лет спустя получил от
местных старожилов сведения, которые изложил так: "Вдруг в Святую пятницу
14/26 апреля 1818 г. в результате ужасного взрыва возник грязевой вулкан с жерлом
в центре этого самого кургана; он разорвал недра и обнажил их естество... Потоками
грязи была вынесена к подножью конуса в трех фрагментах прекрасная надпись" (на
блоках фундамента древнего здания. - А.Н.). Учитывая уровень естественно-истори¬
ческих знаний того времени, тем более среди местных жителей этой удаленной в то
время от культурных, да и просто административных центров области, трудно верить
интерпретации этого события как извержения. По фактически приведенным сведениям
речь идет не о самой горе (высотой 45-60 м), а о большом бугре ("кургане") на ее
склоне, но на горе ничего похожего на курганы нет, лишь у ее подножья, вблизи
73

берега лимана видны старые оползневые бугры и обрывы подобной высоты, один из
которых и разорвался, обнажив недра и породив оползание.
В русской печати спустя восемь лет после события появилось иное сообщение:
"В 1819 году (ошибка, должно быть 1818 г. - Л.Н.) было на острове Тамане
землетрясение, от которого часть сего холма обрушилась в лиман, а на остальном
сделались трещины” [5]. Это более конкретные сведения, и они заслуживают боль¬
шего доверия.
Публикация Г. Абиха [6] содержит, в частности, описание куполовидных возвышен¬
ностей Тамани, которые он считает грязевыми сопками. Вместе с горами Зеленского,
Пеклы на Черном море, Южной Куку-оба (Горелой горы), Ахтанизовской сопкой, Фа-
нагорийской сопкой (Сенной) и другими он перечисляет и гору Бориса и Глеба.
Заметим, что гора Зеленского грязевым вулканом уже давно не считается. На горе
Бориса и Глеба Г. Абих обнаружил "сопочный материал", в том числе плотные конк¬
реции с включением в ядре кварца и сланцеватых глин. Речь, однако, идет не о про¬
дуктах современных извержений, но о прослое "сопочного материала" в неогеновом
разрезе, как это известно и в других местах Таманского и Керченского полуостровов
и никак не свидетельствует о функционировании выраженных в современном рельефе
грязевых вулканов.
Последовавшие описания горы Бориса и Глеба (в конце XIX - начале XX вв.) в от¬
личие от других гор Тамани не дают сколько-нибудь важных сведений для установ¬
ления ее происхождения и действия как вулкана. Это относится, в частности, к под¬
робной публикации И.М. Губкина [7].
Наиболее определенно о вулканическом характере горы (в основном по морфо¬
логическим признакам) писал Н.С. Благоволин [8]. Он отнес гору к конусовидному
грязевому вулкану с кратером на вершине. "Диаметр кратера достигает 160 м, он
углублен по отношению к вершине сопки на 4-6 м. Вал, окружающий кратер, прорван
в восточной части, и здесь по обширному углублению в склоне спускается крупный
язык сопочной брекчии.... Следы нескольких последовательных стадий излияния со¬
почной брекчии хорошо заметны и в продольном профиле потока: он имеет три четких
^ступени" (с. 124). Гора, по нашим наблюдениям, имеет не конусовидную форму,
h сравнительно пологие сглаженные очертания. Кратер как таковой и вал вокруг него
отсутствуют, по углублению в склоне "спускается" действительно язык, но не сопоч¬
ной брекчии, а оползневой, состоящий из нескольких ступеней. "Кратер" - не что иное,
{как вершина оползневого цирка.
В свежем обзоре сведений о грязевых вулканах Керченско-Таманской об л. [9] горе
Бориса и Глеба уделены считанные строчки. Авторы обзора вслед за предшест¬
венниками признают взрывное грязевулканическое происхождение горы, но новых
данных не приводят, поскольку наземных исследований сами здесь не проводили.
Отмечается наличие обожженного очага сопочной брекчи округлой формы диаметром
3-5 м, на основании чего предполагается взрывное извержение за несколько лет до
1980 г. Местонахождение этого "очага" не указывается, скорее всего, речь идет
о привершинной части горы в верхней части северного склона, где таковая форма
видна и ныне. Но этот небольшой "кратер" - возможно, искусственная выемка, никак
не может быть ответственным ни за создание горы, ни считаться породившим действи¬
тельные извержения и значимые сотрясения горы, В.В. Белоусов и Л.А. Яроцкий [1]
указывают: "на вершине горы... не сохранилось никаких следов, которые свидетель¬
ствовали бы о прежней сопочной деятельности".
В сущности оказывается, что представления о горе, возникшей при грязевом
извержении, основывались сначала только на неконкретных сведениях, почерпнутых
у местных жителей, а затем на внешних, незначительных признаках, не имеющих ре¬
шающего значения. Нельзя не заметить также, что: 1) за весь прошедший 180-летний
период прямых сведений об активности этой горы в виде выбросов, излияний, выходов
газа, взрывов, воспламенений не поступало, что резко контрастирует с неоднократной
зафиксированной за тот же период активизацией большинства (если не всех) грязевых
74

сопок на Тамани и 2) ни один из исследователей Таманских грязевых сопок не приводит
каких-либо сведений о составе газа, сопочной брекчии и других продуктов извержений
на рассматриваемой горе. Вместе с неконкретностью и ненадежностью (в отношении
грязевулканических проявлений) сведений П. Кеппена и Ф. Дюбуа де Монпере это
заставляет с глубоким сомнением относиться к причислению горы Бориса и Глеба
к категории грязевулканических построек.
Об извержениях и вообще каких-либо эндо- и/или экзогенных явлениях на горе
Бориса и Глеба в 1818 г. нет никаких упоминаний в сводке И.В. Мушкетова и
A.	П. Орлова [10], опирающейся на разнообразные источники информации, в том числе
на сведения периодической печати. Напротив, там приводятся данные о земле¬
трясениях на севере Азовского моря в 1814 и 1816 гг., подводном извержении близ его
южного берега у г. Темрюк в 1814 г., и по описанию очевидца довольно подробно от-
раженьТизвержения 29 и 30 августа 1818 г. грязевых вулканов на Карабетовой горе
в 3.5 км от пос. Тамань (Фанагорийской, как она называлась в то время, крепости).
Упоминание об этом извержении со слов местных жителей приведено и у Абрюцкого
в публикации 1853 г. (см. Белоусов, Яроцкий [1]). Об "извержении" на горе Бориса
и Глеба 26 апреля 1818 г. сведений в этих источниках нет.
й.ьг^ологаческом ,€Жрдедщ^грр.ы краткие сведения находим в упомянутой книге
B.	В. Белоусова и Л.А. Яроцкого [1]. Авторы указывают на выходы отложений над-
рудного горизонта в основании северо-восточного склона. Поскольку речь идет о пес-
1щХТ^ЗЖно-яш1ШЩблаг	это самые верхи киммерийского горизонта и, быть мо¬
жет, куяльницкие, т.е. отложения с возрастом в пределах 3.5-2.4 млн. лет. Другие вы¬
ходы коренных пород на горе и в округе не отмечены, но приводятся сведения
о нахождении в привершинной, обращенной к востоку, ложбине ("амфитеатре")
"в мощнб^бплывине, глинистой брекчии, чрезвычайно похожей на поток сопочной
грязи", многочисленных обломков твердых горцьхх пород, в том числе из майкопских
и киммерийских г лиц* Вместе в тем указывается, что в лимане у подножия горы
имеетСзгтесколько грифонов с выходами газа, а вышеотмеченные пески несут следы
пропитанности киром.
Ни об изменении внешней формы горы, ни о грязевой деятельности на ней авторы
не привоДят сведений, помимо газопроявлений у подножия, что резко контрастирует
с^аТериалами по другим сопкам [1]. Нет их и в более поздних публикациях. Тем не
менеемнение о грязевулканическом происхождении горы и ее активности распростра¬
нено достаточно широко [1]. Автор настоящей статьи до специального обследования
горы в 2000 г. тоже поддавался этому заблуждению [12, 13].
Насколько можно судить по высыпкам вдоль берега лимана у подножия горы, т.е.
с юго-востока, у ее вершины в циркообразном понижении и на склонах, в том числе
в крупной оползневой лощине к юго-востоку (см. ниже), вся гора сложена темными
глинами с прослоями светлых мергеля, песчаника и красно-коричневых железистых
алевролитов. Это неогеновые породы не моложе киммерийского, возможно, понтичес-
кого и майкопского ярусов. Сопочных брекчий в строении горы и на ее поверхности
не обнаруживается.
Любой грязевой вулкан, выраженный в рельефе, имеет определенный набор приз¬
наков: конусовидная правильная или неправильная (в случае наложения на поднятие
другой породы или наличия нескольких вулканических аппаратов) форма, наличие
кратера на вершине и/или на склонах (с жерлами или без), следы выбросов обло¬
мочного материала, потоки грязи на поверхностях и в разрезах, выходы газов, буль¬
канье жидкости, так называемые сальзы и грифоны. Если извержения, излияния грязи,
взрывы, воспламенения выходящих газов надежно зафиксированы в историческое вре¬
мя, вышеперечисленные признаки не могут отсутствовать. Даже если вулкан потух¬
ший, не менее нескольких признаков обязательно сохраняются на нем многие тыся¬
челетия по меньшей мере.
Ни одного из вышеперечисленных признаков гора Бориса и Глеба не имеет. Ее
довольно правильная, округло-выпуклая общая форма в отсутствие других признаков
75

Рис. I. Громадный оползень на юго-восточном склоне г. Бориса и Глеба
Рисунок по перспективному аэрофотоснимку 1980 г. (вид с юга)
решающей, конечно, быть не может, ибо типична для одиночных гор вообще и остан-
цевых не диапирового характера складках в Керченско-Таманской обл., в частности.
Единственная форма, которая нарушает ровность и правильность облика горы (не
считая вдольбереговых уступов со следами оползания и обваливания) - это крупная
продольная выемка - ложбина, тянущаяся почти от вершины в восточном направлении
вплоть до берега лимана (рис. 1). Ширина ложбины по верху 250-450 м, по
низу - 150-250 м. Она состоит как бы из двух ступеней: нижней - длиной 500-600 м
и верхней - длиной около 400 м. Верхняя ступень простирается по азимуту 110°, ниж¬
няя - примерно 60°. В каждой из ступеней отчетливо видны отрывы масс грунта
в виде стенок и идущих от них понижений. Ступени отрыва вверху имеют по 5-10 м
высоты и по 2-3 м на нижнем уровне. Вверху отрывы циркообразные, а в середине
и внизу имеют слабодугообразную форму и идут вдоль боковых стенок всей ложбины,
в основном по южному борту у основного понижения.
Предшественники обращали внимание почти исключительно на циркообразное
образование в привершинной части. Оно, как и все понижение, совершенно опреде¬
ленно является крупным оползнем-потоком, весьма древним и развивавшимся стадий¬
но. Общий вид оползня представлен на рис. 1, где хорошо видны масштаб образования
и ряд специфических особенностей. Среди них определенно выявляется древность
главного оползневого тела, о чем свидетельствует общая его сглаженность, отсутст¬
вие молодых рвов и срывов, с одной стороны, и наличие в его юго-западной части
нескольких врезанных эрозионных лощин. Но столь же отчетливо видно и наличие
на более крутой части южного и юго-восточного склонов в приморской полосе более
молодых стенок отрыва и серии оползневых тел, по-видимому, разного возраста.
Среди этих оползней должен быть и тот, который оживился при землетрясении 1818 г.
Насколько известно автору, по размерам и специфике основной оползень-поток
представляет на Тамани явление уникальное. Его возникновение не имеет никакого
отношения к грязевому вулканизму. Но имеются признаки создания этого оползня
мощным сейсмическим толчком и, по-видимому, дальнейшего оживления более
поздними. Главный из этих признаков состоит в том, что ложбина образовалась не на
месте первичного, вниз по склону понижения рельефа, но на месте поперечного
выступа склона, бывшей гряды. Для обрушения этого выступа на устойчивом склоне
общей крутизной (до оползания) около 8° вверху и 4° в середине необходим был
мощный импульс с выраженной боковой составляющей (к востоку). Другим важ¬
ным обстоятельством в пользу импульса служит то, что ни современная ложбина на
верхней ступени, ни тем более выступ склона до ее возникновения не имеют даже
минимального водосбора так, чтобы скопление воды могло обеспечить снижение
сцепления верхней части грунтовых масс с нижней и результативное неспрово¬
цированное оползание.
76

Рис. 2. Древний оползневой рельеф в привершинной части горы, на обращенном
к востоку склоне (вид к югу)
(Фото А.А. Никонова, 2000 г.)
Если о сильных землетрясениях, потрясших гору Бориса и Глеба (как и весь Та¬
манский п-ов), можно теперь говорить определенно [14], то для идентификации их гео¬
морфологических следов с конкретным событием (событиями) пока нет оснований.
Можно наметить лишь некоторые ориентиры. Во-первых, отметим (еще раз), что
верхняя сейсмодеформация (оползень верхней ступени) имеет весьма древний возраст
и порождена сильнейшим ударом, распространявшимся с северо-запада на юго-восток,
т.е. со стороны Керченского пролива. Подновление оползания стенок с юго-запада
и северо-востока также связано с сильными, но меньшей интенсивности землетря¬
сениями, при которых колебания шли уже с юго-запада, т.е. из Анапской сейсмогенной
зоны.
Определенно верхнюю часть сейсмодеформации можно считать мертвой, во всяком
случае, в историческое время, чего нельзя сказать о нижней сейсмодеформации (ниж¬
ней ступени потока-оползня), где относительная свежесть оползневых форм указывает
на периодическое возобновление смещения крупных грунтовых масс. Это могло проис¬
ходить и без значительных землетрясений из-за повышенной крутизны первоначаль¬
ного склона (до 15°, против 4-8° наверху) и скопления в возникшей оползневой лож¬
бине некоторой части атмосферных и грунтовых вод, а также подмыва основания
водами лимана в процессе повышения уровня моря. Оживление при землетрясениях,
тем более сильных, должно было происходить неизбежно. Косвенно это подтверж¬
дается указанием А.А. Люценко на то, что в историческое время "в результате зем¬
летрясения часть горы обрушилась в лиман” [15]. Возможно, здесь речь идет о со¬
бытии 1818 г. Волны землетрясения при этом шли, наиболее вероятно, опять от
Керченской очаговой зоны.
Итак, мы приходим к определенному выводу о том, что гора Бориса и Глеба на
Тамани является не грязевым вулканом, а обычной останцовой горой или выражен¬
ной в рельефе диапировой складкой. Никаких извержений грязи на ней не было, но
существует огромный неоднократно обновлявшийся оползень-поток, уникальный по
размерам во всей Таманской обл., а потому ранее не идентифицировавшийся. Он по¬
рожден и обновлялся за счет сильных землетрясений с эпицентрами, скорее всего,
в районе Керченского пролива. В 1818 г., 26 апреля, по показаниям местных жителей,
при некоем землетрясении нижняя часть оползня резко активизировалась и обруши¬
77

лась в Ахтанизовский лиман. Это землетрясение было, по-видимому, относительно
слабым, местным Таманским, и никаких других последствий не вызвало. Возможно, его
очаг располагался на разломе близ станицы Курчанской, где возникло и 7-8-балльное
землетрясение 1879 г. [16].
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Белоусов В.В., Яроцкий Л.Л. Грязевые вулканы Керченско-Таманской области и их газы. Л.: 1936.
138 с.
2.	Коерреп Р. Altertumer am Nord gestade des Pontus. Wien. 1823.
3.	Дюбуа де Монпере Ф. Письмо о главных геологических явлениях на Кавказе и в Крыму Эли де Бомо-
ну // Горн. журн. 1837. Кн. 3, 4. С. 345-394.
4.	Dubois de Montpereux F. Voyage du author en Crimea et Caucasus. T. V. Paris. 1843.
5.	Московский телеграф (газета). 1826. № 9. Май. С. 6.
6.	Abich Н. Geologischen Forschungen in der Kaukasischen Landem. II. Stuttgart. 1855.
7.	Губкин ИМ. Обзор геологических образований Таманского полуострова // Изв. Геол. комит. СПб. 1913.
Т. 32. № 8. С. 803-859.
8.	Благоволим. И.С. Геоморфология Керченско-Таманской области. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 192 с.
9.	Грязевые вулканы Керченско-Таманской области. Атлас. Киев: Наук, думка, 1986. 148 с.
10.	Мушкетов И.В., Орлов А.П. Каталог землетрясений Российской Империи. СПб.: 1895. 582 с.
11.	Туманов В.В. Тьмутаракань, преподобный Никон и тайна русских летописей // Совместный информац.
бюлл. Комитета по вопросам местного самоуправления и делам казачества Законодательного собрания
Краснодарского края и Кубанского дворянского собрания. Краснодар: 1997. 17 с.
12.	Никонов АЛ. Тьмутаракань какая-то // Знание - сила. 2000а. № 2. С. 72-79.
13.	Никонов А.А. Грязевые вулканы России. География//Приложение к газете "1 сентября". М. 20006.
№19. С. 5-6.
14.	Никонов А.А. Сейсмический потенциал Крымского региона // Физика Земли. 2000в. № 7. С. 53-62.
15.	Герц К.К. Археологическая топография Таманского полуострова //Древности. Тр. Московского архео¬
логического общества. Т. II. Вып. 3. М.: 1870. С. 191-322.
16.	Никонов АЛ. Сильные землетрясения в районе Краснодарского водохранилища - новые оценки //
Гидротехн. стр-во. 1994. № 5. С. 35-38.
ОИФЗ РАН	Поступила в редакцию
18.12.2000
THE BORIS-AND-GLEB MOUNTAIN IN THE TAMAN' PENINSULAR
A.A. NIKONOV
Sum m a г у
In early papers of the first half of the XIX century the Boris-and-Gleb Mountain on Taman' peninsular was described
as mud volcano. This opinion has not been challenged until nowadays. The author submits that this mountain is an
ordinary farewell rock or diapir fold.
78

УДК 551.435.38(235.34)
© 2002 г. Т.М. СКОВИТИНА
ПЛОТИННЫЕ ОЗЕРА САЯНО-БАЙКАЛЬСКОЙ СТАНОВОЙ
ГОРНОЙ ОБЛАСТИ1
В общей генетической классификации озерных бассейнов, предложенной В.М. Дэ¬
висом в 1882 г., одну из основных групп составили обструктивные, или бассейны
завалов, т.е. возникшие в результате неравномерной аккумуляции материала, обра¬
зующего запруду в пределах ранее существовавшей долины [1]. В группу запруд-
ных (barrier family) он включил практически все встречающиеся в природе типы озер,
созданные естественными плотинами (барьерами): обвальные, ледниковые, морен¬
ные, вулканические, флювиальные, эоловые, органические и т.д. Весьма велико
также количество генетических классификаций озерных котловин, опубликованных
до него и после: это работы Ч. Лайеля, А. Пенка, В.А. Обручева, И.В. Мушкетова
и др. Но разнообразие точек зрения по вопросу типизации озер значительно и по
сей день.
В каждой из проанализированных классификаций категории плотинных (запрудных,
подпрудных, перегороженных) озер (котловин, бассейнов, ванн) уделено должное вни¬
мание, с той лишь разницей, что в некоторых случаях морфологические свойства пло¬
тинных озер определяются не столько характером запруды, сколько формой долины.
В работе М.А. Первухина, посвященной генетической классификации озерных ванн,
была высказана мысль о том, что изучение происхождения котловин есть задача гео¬
морфологии, а не лимнологии, так как ванна образуется тогда, когда озера еще нет
[2]. Именно это, по нашему представлению, является правильным, и с этих позиций
нами рассматривались и классифицировались плотинные озерные котловины Саяно-
Байкальской Становой горной области (рис. 1). Учитывались следующие основные
свойства обструктивных озерных котловин: время и место формирования: размер и ге¬
незис (характер подпруды).
По морфологии плотинные озера делятся на две группы: 1) озерные котловины
в горных долинах (площадью в первые км1 2), 2) крупные водоемы во впадинах бай¬
кальского типа. По генезису, вернее по характеру процессов, участвовавших в фор¬
мировании перемычек, котловины разделены на: а) обвально-оползневые2, б) моренно-
подпрудные, в) подпрудно-лавовые, г) роль плотины выполняет сбросовый анти¬
тетический уступ, д) приледниковые. По временному признаку озера делятся на совре¬
менные (ныне существующие) и древние (реконструируемые).
1. Плотинные озера в горных долинах. В эту группу входят современные озера
площадью в первые километры, возникновение которых обусловлено различными при¬
чинами.
а)	Озера, образованные в результате обрушения крупных обвалов и скальных
оползней.
Соболиное озеро (рис. 2) на северном склоне хр. Хамар-Дабан (Южное При¬
байкалье) можно назвать морфотипом такого рода образований в исследуемом районе.
Расположено оно в долине р. Селенгинка - правого притока р. Снежная - и возникло
в результате обрушения в днище р. Селенгинка сначала крупного обвала с левого
борта долины, а впоследствии оползня-обвала с правого борта, которые вместе и сфор¬
мировали перемычку высотой более 100 м. Суммарный объем обрушившейся массы
составил примерно 3 млн. м3. В настоящее время площадь озера составляет 1.1 км2,
1	Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проекты № 00-05-64524, 01-05-06080,
00-05-64541,01 -05-06061).
2	Существует геоморфологическая классификация обвально-оползневых плотин, основанная на их
взаимосвязях с днищами долин, предложенная Костой и Шустером [3].
79

Рис. /. Расположение плотинных озер Саяно-Байкальской Становой горной области
Озера: / - плотинные в горных долинах: (1 - Соболиное, 2 - Шумилихинские, 3 - Сухое, 4 - в верховьях
р. Зун-Хандагай, 5 - Ангаракан, 6 - Хара-Нур, 7 - Кулинда, 8 - Грамнинские, 9 - Хара-Нур, 10 - озера в
верховьях р. Хикушка, 11 - Харганата, 12 - Колок, 13 - Фролиха, 14 - Иркана), 2 - плотинные в днищах
впадин байкальского типа (15 - Муйские, 16 - Улан-Макитское, 17 - Дархатские), 3 -условно-плотинные
озера (18 - Новый Намаракит, 19 - Запасное, 20 - Таглей)
Рис. 2. Соболиное озеро с фрагментом плотины. Вид с СВ. Рисунок А.В. Зырянова [4]
глубина около 50 м, а обвально-оползневую плотину прорезает узкая долина прорыва
глубиной 20-25 м, днище которой загромождено крупными (до 80 м3) глыбами [4].
На современном этапе плотина и озеро уже претерпели изменения (дважды про¬
исходил прорыв обвальной перемычки с частичным спуском воды из озера), и не
исключены возможности новых катастрофических проявлений. Причин тому не¬
сколько: 1) периодически повторяющиеся землетрясения в пределах южного Байкала,
в том числе катастрофические, 2) большое количество осадков: средняя годовая норма
80

Рис. 3. Сухое озеро. Вид с правого борта пади Озерко. Рисунок Г.Ф. Уфимцева
(по фотографии)
осадков в Прибайкалье составляет до 1300 мм (в горах) и более, а суточные мак¬
симумы в высокогорной части Хамар-Дабана до 202 мм, 3) ежегодные бурные паводки
с особо высокими уровнями на реках Селенгинка и Снежная. Поэтому очередной час¬
тичный или полный прорыв обвальной плотины нами не исключается, что особенно
важно в связи с тем, что на выходе Снежной из Хамар-Дабана расположены база
отдыха "Снежная", железнодорожная станция и поселок Выдрино.
Обвально-оползневое происхождение имеют и небольшие озера, которые как бы
нанизаны на русло р. Шумилиха [5] в ее верховьях (западный склон Баргузинского
хребта, северное побережье Байкала). Склоны, окружающие долину реки, крутые
и высокие, изрезаны деллями, лотками лавинного и селевого сноса, а у их подножий
наблюдаются мощные глыбовые завалы. На участке длиной в 2 км широко развиты
смещения блоков коренных пород размером в поперечнике 10-60 м, небольшие
оползни, обвалы и обрушения одиночных глыб. Плотина самого крупного из озер сфор¬
мирована комбинацией осевшего коренного блока и селевым конусом выноса, сло¬
женным глыбовым материалом.
Площадь Сухого озера (рис. 3) в пади Озерко (хр. Приморский, западное побережье
Байкала) составляет 12 900 м2, а максимальная глубина - 3 м, озеро имеет сезонный
характер. Создано оно сейсмогенным оползнем-обвалом, объем которого около
1 млн. м3 [6]. Именно он перекрыл долину пади Озерко и трансформировался в пло¬
тину, минимальная высота которой 13 м.
В Тункинских Гольцах (ЮЗ Прибайкалье) в верховьях р. Зун-Хандагай (рис. 4) рас¬
положено небольшое живописное безымянное озеро. Долина Зун-Хандагая пред¬
ставляет собой типичный трог с висячими боковыми долинами, бараньими лбами со
следами ледниковой полировки и др. На высоте 1850-1950 м ее днище перегораживает
тело крупного обвала объемом до 60 м3, сложенное глыбами. Общая площадь
обвальной массы превышает 0.7 км2, а ее максимальная мощность 13 м. На правом
борту долины в виде неглубокой ниши прослеживается стенка отрыва горных пород.
Перед телом обвала сформировалось небольшое - до 100 м в поперечнике и глубиной
до 2 м - озеро [7].
Обвальное озеро Ангаракан в верховьях долины одноименной реки в Северо-Муй-
ском хребте имеет площадь 1 км2 и максимальную глубину 32 м, объем воды в озере
4 Геоморфология, № 3
81

Рис. 4. Обвальное озеро в верховьях р. Зун-Хандагай в Тункинских Гольцах.
Рисунок Г.Ф. Уфимцева (по фотографии)
8-10 млн. м3. Дамба высотой около 70 м и площадью около 100 тыс. м2 образовалась
в результате обрушения с левого склона троговой долины крупного блока, который
сместился по вертикали более чем на 500 м и затем по склону долины к руслу
р. Ангаракан почти на 1.7 км [8]. Оценивая общую довольно сложную ситуацию
в окрестностях Ангараканского озера, В.П. Солоненко с соавт. [8] предполагают, что
разрушение обвальной перемычки и катастрофический спуск вод из озера возможны
в случае сильного землетрясения (район расположен в зоне 10-11-балльных земле¬
трясений [9]), при обрушении в озеро крупного обвала или схода мощного селя.
Значительные сейсмогравитационные смещения в ущельях р. Ангаракан (крупные
скальные оползни, многочисленные блоковые смещения и т.д.) и в прилегающих
к нему районах связаны с Итыкитской, Муяканской и Ковоктинской сейсмогенньши
структурами. Это обстоятельство подтверждает необходимость составления деталь¬
ного прогноза возможного развития событий в районе обвально-плотинного озера
Ангаракан, которое находится в 9 км от пос. Туннельного и расположено на 150 м
выше него.
б)	Озера, подпруженные моренными отложениями (моренно-подпрудные).
К такому типу озер относятся оз. Хара-Нур в верховьях долины р. Урик
(ЮВ часть Восточного Саяна), оз. Кулинда в Кичерской впадине, озера в районе вы¬
хода р. Ихэ-Ухгунь в Хойтогольскую впадину (ЮЗ Прибайкалье). Моренно-под¬
прудные озера распространены в бассейнах р. Тыя и Рель на западном побережье
Байкала, располагаются они на выходах долин из Байкальского хребта и подпружены
конечными моренами. Это проточные озера в долине р. Грамна, впадающей в р. Гоу-
джекит, правый приток Тыи (западное побережье Северного Байкала). В их образова¬
нии принял участие, однако, и неотектонический фактор, поэтому по происхождению
котловин они сравнимы с оз. Фролиха [10]. Здесь же, равно как и в бассейне Рели,
распространены небольшие озера на более высоких геоморфологических уровнях,
в западинах широких понижений, видимо, заполненных основной мореной позднеплей¬
стоценовых ледников.
Моренно-подпрудные озера в изучаемой области, как правило, небольших размеров,
а их плотины являются достаточно устойчивыми природными образованиями, судя по
морфологии перемычек, поэтому риск от прорыва таких озер невелик, но все же
не исключается совсем.
82

Рис. 5. Схема расположения подпрудно-лавовых озер
Озера: / - подпрудно-лавовые, 2	- прочие; 3 - вулканические конусы;
4 - базальтовый поток
в)	Озера, подпруженные лавовыми потоками (подпрудно-лавовые).
Озеро Хара-Нур (рис. 5), расположенное в верховьях долины р. Жом-Болок левого
притока р. Оки (Окинское плоскогорье, Восточный Саян), является, пожалуй, самым
значительным представителем подпрудно-лавовых озер на юге Восточной Сибири.
Уровень его лежит на высоте 1621 м, протяженность порядка 9.5 км (с ЮВ на СЗ)
и 3.5 км (с ЮЗ на СВ), максимальная ширина 1.2 км, глубина неизвестна. Озеро обра¬
зовалось благодаря подпруживанию р. Жом-Болок потоками базальтов, спускав¬
шимися по долине его правого притока Хикушки (падь Хи-Гол), где расположены чет¬
вертичные вулканы Кропоткина и Перетолчина (см. рис. 5). В настоящее время
оз. Хара-Нур имеет сток только под лавовым потоком.
Падь Хи-Гол представляет собой широкий трог, врезанный в древнюю поверхность
выравнивания, высота которой в этой части Восточного Саяна 2500-2600 м [11].
В верховьях пади расположены еще два небольших подпрудных озера, а днище це¬
ликом заполнено базальтовым покровом, предположительная мощность которого
150-200 м. Юго-западный край этого потока явился естественной преградой р. Хи-
кушка. Большее озеро имеет в плане форму бумеранга общей протяженностью
порядка 600 м и максимальной шириной 10 м. Оно соединяется под лавовым стоком
с другим озером, гораздо меньшим по размерам и расположенным у левого борта до¬
лины. Его длина около 70 м, максимальная ширина 15-20 м, глубина порядка 2.5-3 м.
Для этого озера роль плотины выполняет боковой вал, сложенный нагроможденными
друг на друга глыбами пористого базальта, высота его (от поверхности водного зер¬
кала) составляет 3-5 м. Озеро Харганата (см. рис. 5) вероятнее всего также об¬
разовалось из-за подпруды потоками базальтовой лавы.
г)	Тектонически обусловленные озера (роль плотины выполняют тектонические
пороги).
Формирование такого рода озер происходит при тектонических дифференци¬
рованных перемещениях по разломам, пересекающим долины, когда образуются ус¬
тупы, обращенные к верховьям долин, т.е. невысокие пороги, играющие роль плотин.
Такие ситуации могут возникать при опусканиях днищ надразломных грабенов (долин-
4*
83

Рис. 6. Геоморфологическая схема оз. Колок и истока р. Итанца в Морском хребте [10]
1 - низкие пойменные равнины; 2 - увалистые поверхности; низкогорье: 3 - педиментированное, 4 - эро¬
зионное; 5 - слаборасчлененное среднегорье; 6 - тектонический уступ; 7 - линеаменты; 8 - крутые склоны
бортов антецедентной долины
грабенов) или линейных понижений-блокоразделов. Оз. Колок в верховье Итанцы
в Морском хребте (восточное побережье Среднего Байкала) и оз. Фролиха (восточное
побережье Северного Байкала), оз. Иркана (Верхнеангарская впадина, СВ окончание
Байкала) являются примерами такого рода образований.
Колок имеет размеры 1 х 1.5 км2, глубина до 7 м; оно расположено в пониженной
части узкого одностороннего продольного грабена в центральной части Морского
хребта. Роль плотины для озера выполняет тектонический уступ на ЮВ борту этого
грабена, прорезанный узкой антецедентной долиной р. Итанца. Сбросовый уступ пред¬
ставлен крутыми треугольными или трапециевидными базальными фасетами, а в верх¬
ней части прослеживаются и антифасеты (рис. 6). Озеро аккумулирует сток с об¬
ширной территории Морского хребта [10].
Котловина оз. Иркана расположена в тылу остаточного горста, который исполняет
роль плотины, отделяющей ее от основной части днища Верхнеангарской впадины.
Озеро Фролиха в Баргузинском хребте (восточное побережье Северного Байкала)
лежит на высоте 529 м и приурочено к пересечению разломов СЗ и СВ простирания
и поэтому имеет форму прямого угла со сторонами 8.5 и 4 км при ширине - 1-1.2 км.
Озерная котловина расположена в пределах расчлененного крутосклонного средне¬
горья с многочисленными следами позднеплейстоценового оледенения. Долина Фро-
лихи представляет собой грабен-трог, и поэтому в образовании озера наблюдается
тесное взаимодействие различных факторов - таких, как погружение коренного ложа
с последующим эрозионным врезом, переуглубление днища долины ледником, фор¬
мирование моренной подпруды на участке истока р. Фролихи из озера. Таким образом,
это озеро мы в равной мере можем относить и к тектонически обусловленным, и к мо-
ренно-подпрудным.
2. Плотинные озера в днищах впадин байкальского типа. В эту группу входят ре¬
конструируемые палеоозера, площадь которых достигала нескольких сотен квад¬
ратных километров и образование которых также обусловлено рядом причин.
а) Озера, возникавшие в результате перекрытия узких антецедентных долин,
через которые осуществлялся вывод речного стока из впадин, крупными обвалами
или скальными оползнями.
84

Рис. 7. Разрезы террас в долине р. Муя выше устья Мудирикана (А) и вблизи пос. Усть-Муя (Б) [13]
Почва: / - современная, 2 - погребенная с пнями деревьев; 3 - погребенные стволы деревьев; 4 - торф;
5 - суглинок; песок: 6 - с прослоями ила, 7 - отмытый, 8 - с гравием и галькой; речная слоистость:
9 - диагональная, 10 - горизонтальная; 11 - прослои гравия; 12 - цоколь коренных пород; 13 - места отбора
проб и радиоуглеродный возраст в годах
Примерами являются Муйские палеоозера, существовавшие в центральной части
Муйского грабена (Становое нагорье), впервые описанные Г.Ф. Уфимцевым,
А.А. Кульчицким. Т.М. Сковитиной. Доказательствами существования эфемерных во
времени плотинных палеоозер послужили результаты изучения рыхлых отложений
в центральной части Муйского рифта.
На левом берегу Муи, в 5 км выше устья Мудирикана, в верхней части разреза
террасы высотой 16—18 м в песках залегает линза плавника. Она сложена стволами
деревьев и растительным детритом, их радиоуглеродный возраст 10260 ± 220 лет
(Ri-202). Ниже залегает погребенная почва с корнями деревьев, пни которых про¬
никают в вышележащий слой на 0.5 м. Радиоуглеродный возраст древесины 12920 ±
± 220 лет (Ri-207). Это отложения древних озер (рис. 7), сформировавшихся практи¬
чески мгновенно и затопивших в днище впадины лес. Здесь 2000 лет либо существовал
единый озерный бассейн, либо были две фазы затопления, и во время второй часть
затопленных деревьев была переотложена в береговые валы.
В разрезе террасы высотой 6 м вблизи устья Муи под почвой (0.25 м) залегает слой
суглинка и алеврита с горизонтальной слоистостью, перекрывающий погребенную
почву с корнями деревьев, пни которых проникают в верхний слой. Радиоуглеродный
возраст древесины 3280 ± 35 лет (СО АН СССР-1599). Ниже залегает светло-серый
песок 0.2 м с горизонтальной слоистостью, плавно переходящий в слой плавника
мощностью 2.7 м. Обломки стволов деревьев толщиной до 45 см заключены в алеври¬
товую массу с прослоями песка. В верхней части слоя древесина имеет радио¬
углеродный возраст 3440 ± 35 лет (СО АН СССР-1600) и в нижней части слоя -
3500 ± 35 лет (СО АН СССР-1603). В разрезе этой террасы (см. рис. 7) отражены два
эпизода быстрого затопления днища долин Муи и Витима, разделенные промежутками
около 200 лет. Продолжительность существования раннего озера составляет около
полувека, более позднее озеро сформировалось практически мгновенно.
В разрезах террас днища Муйского рифта наблюдаются следы трех или четы¬
рех эпизодов быстрого формирования озер в течение конца позднего плейстоцена
и в голоцене [12].
85

В результате проведенного геолого-геоморфологического анализа центральной час¬
ти Муйской впадины и ее горного обрамления выявлены участки наиболее вероятных
местонахождений обвальных плотин в прошлом. Одним из таких участков является
антецедентная долина р. Витим у Парамского порога ниже Муйской впадины, который
был рассмотрен также в качестве места потенциального формирования обвальных
перемычек и, следовательно, возникновения озер. Проведенные предварительные
подсчеты показали, что площади будущих затоплений могут достигать здесь порядка
1600 км2 [13]. Аналогичные участки выделены и в других впадинах байкальского типа,
вернее, на выходах из них. Это долина р. Иркут в районе Зыркузунской петли ниже
Быстринской впадины, долина Чары ниже одноименной впадины и др.
Недавно опубликованы данные о былом существовании Улан-Макитского палео¬
озера, что подтверждается результатами изучения разрезов четвертичных отложений,
в которых обнаружены осадки подпрудного озера - "пневый” горизонт и палеопочвы,
захороненные горизонтально-слоистыми озерно-аллювиальными песками улан-макит-
ской свиты на левобережье Муи у одноименной станции и на Кобылинской протоке
в Муйской впадине. По данным А.Г. Филиппова, Улан-Макитское палеоозеро появи¬
лось 27-28 тыс. лет назад и исчезло 16-17 тыс. лет назад [14]. В работе также
приводятся результаты определений палеонтологических осадков из озерных песков,
представленных различными видами моллюсков - обитателей мелководных пресных
водоемов. К сожалению, в работе А.Г. Филиппова не рассматриваются причины
образования подпрудного водоема, и, как указывает сам автор, требуется уточнение
гипсометрической границы затопления рельефа палеоводами.
б) Водоемы за ледниковыми плотинами (ледниково-подпрудные палеоозера).
Существование гигантских водоемов, заполнявших впадины благодаря перекрытию
ледниками узких выводных долин, признается в Дархатской котловине Северной Мон¬
голии [15] и в системе Муйских впадин [16]. Формирование Дархатских палеоозер
связано также с возникновением базальтовых подпруд, вызвавших два периода
затопления [17]. Но, на наш взгляд, морфологические свидетельства былого сущест¬
вования этих палеобассейнов описаны еще не полно.
Необходимо упомянуть также о нескольких современных плотинных озерах, встре¬
чающихся в Саяно-Байкальской Становой горной области, которые мы не внесли ни
в одну из групп нашей классификации. Причины тому следующие: во-первых, отсут¬
ствие сведений об аналогичных образованиях в изучаемом районе; во-вторых, опре¬
деленная степень условности отнесения их к какой-либо из групп плотинных озер
в связи с не совсем обычным происхождением. Поэтому мы выделили их в особую
группу условно-плотинных озер.
Происхождение, по крайней мере, одного из них сопровождалось весьма необыч¬
ным, даже для такого сейсмически активного региона, явлением. При Муйском зем¬
летрясении 1957 г. интенсивность которого оценена в 10 баллов [18], благодаря сколь¬
жению рыхлых осадков по нижележащим породам (в том числе по кровле мерзлых
пород) в Намаракитской впадине образовался вал-антиклиналь, который исполнил роль
плотины и подпрудил одноименную реку. В результате образовалось оз. Новый
Намаракит, на конец июня 1962 г. имевшее длину 3.1 км. Указывается, однако, и дру¬
гая причина образования озера - быстрое опускание самой впадины. При этом счи¬
тается, что вал-антиклиналь лишь первоначально послужил перемычкой, затем его
надземная часть осела из-за протаивания вечномерзлых иловатых песков, и перемычка
была прорвана.
К условно-плотинному типу можно отнести и озеровидные расширения устьевых
частей притоков в погружающихся днищах впадин, когда поток наносов основной
реки формирует вилообразные возвышения прирусловой поймы. Примером тому -
оз. Запасное на правобережье Верхней Ангары вблизи с. Верхняя Заимка. К этой же
группе отнесем оз. Таглей (правый приток р. Темник на северном склоне хребта Ма¬
лый Хамар-Дабан), роль плотины для которого выполняет конус выноса (устное сооб¬
щение И.В. Антощенко-Оленева).
86

Заключение
Общая характеристика плотинных озерных котловин Саяно-Байкальской Становой
горной области и попытка их классификации по основным морфогенетическим призна¬
кам - весьма скромный вклад в решение общей актуальной проблемы выявления зон
геоморфологического риска в области высокой сейсмической активности, каковым
является исследуемый регион. В связи с этим основное внимание в работе было уде¬
лено реконструкции условий палеозатоплений впадин байкальского типа в результате
перекрытия узких антецедентных долин крупными обвалами или скальными опол¬
знями. Это позволяет хотя бы предварительно оценить масштабы и последствия
подобных ситуаций в будущем. Охарактеризованные в работе плотинные озера в гор¬
ных долинах обвально-оползневого происхождения являются "живыми" и информа¬
тивными свидетелями проявлений опасных природных процессов и рассматриваются
нами гак же, как потенциальные зоны геоморфологического риска из-за возможных
их прорывов.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Davis W.M. On the classification of lake basins // Proceeding of the Boston Society of Natural History. 1882.
V. XXI. P. 1880-1882.
2.	Первухин МЛ. О генетической классификации озерных ванн // Землеведение. 1939. Т. XXXI. Вып. 6.
С. 526-537.
3.	Costa J.E., Shuster R.L. The formation and failure of natural dams // Geological Society of America Bulletin.
1988. V. 100. P. 1054-1068.
4.	Сковшпина T.M., Щетников АЛ. Соболиное озеро // Российская наука: грани творчества на грани
веков. М.: Научный мир - Природа, 2000. С. 371-376.
5.	Агафонов Б.П. Процессы переноса твердого вещества к озеру Байкал // Донные отложения Байкала.
М.: Наука, 1970. С. 5-12.
6.	Макаров С А. История развития пади Озерко на западном побережье Байкала // География и природные
ресурсы. 1999. № 4. С. 36-43.
7.	Щетников А А., Уфимцев Г.Ф. Озера Тункинского Прибайкалья // Изв. РАН. Сер. геогр. (в печати),
8.	Солоненко В.П.,. Демьянович М.Г., Авдеев В А. Инженерная сейсмогеология Северо-Муйской
межрифтовой перемычки (Байкальская рифтовая зона) // Геология и геофизика. 1984. № 6. С. 3-16.
9.	Сейсмическое районирование Восточной Сибири и его геолого-геофизические основы. Новосибирск:
Наука. Сиб. отд-ние, 1977. 232 с.
10.	Уфимцев Г.Ф., Щетников А А., Агафонов Б.П. Озера вокруг Байкала // Изв. Русского геогр. об-ва
(РГО). 1998. Т. 130. Вып. 4. С. 36-46.
11.	Адамович А.Ф., Гросвальд М.Г., Зоненшайн Л.П. Новые данные о вулканах Кропоткина и Перетол-
чина // Материалы по региональной геологии. Тр. ВАГТ. 1959. С. 79-90.
12.	Кульчицкий А А., Сковитина Т.М., Уфимцев Г.Ф. Плотинные озера в днищах рифтов Восточной
Сибири: свидетельства из прошлого и вероятность в будущем // География и природ, ресурсы. 1997.
№ 1. С. 61-65.
13.	Ufimtsev G.F., Skovitina Т.М., Kulchitsky А.А. Rockfall-Dammed Lakes in the Baikal Region: Evidence from the
Past and Prospects for the Future // Natural Hazard. 1998. V. 18. № 2. P. 167-183.
14.	Филиппов А.Г. Улан-Макитское позднеплейстоценовое подпрудное озеро в Муйско-Куандинской впа¬
дине // Тез. докл. 3-й Верещагинской Байкальской конф. Иркутск: ЗАО "Вост.-Сиб. изд. компания",
2000. С. 248-249.
15.	Гросвальд М.Г., Рудой А.Н. Четвертичные ледниково-подпрудные озера в горах Сибири // Изв. РАН.
Сер. геогр. 1996. № 6. С. 112-127.
16.	Осадчий С.С. Региональный геоморфологический уровень в системе Муйских впадин // Геоморфология.
1981. №2. С. 84-90.
17.	Селиванов Е.И. Спущенные озера // Природа. 1968. № 3. С. 81-82.
18.	Живая тектоника, вулканы и сейсмичность Станового нагорья / В.П. Солоненко. М.: Наука, 1966.
226 с.
ИЗК СО РАН, Иркутск	Поступила в редакцию
17.07.2001
87

THE BARRIER LAKES OF THE SAYAN-BAIKAL MOUNTAIN REGION
T.M. SKOVri’INA
Summary
Classification of barrier lakes of the Sayan-Baikal mountain region has been fulfilled on the base of such attributes
as location and size, genesis (the origin of dam), age. According to the morphology barrier lakes may be divided into
two groups: 1) lake basins in the mountain valleys, the area doesn't exceed several km2, 2) large lakes in the
depressions, having the area more then 10 km2. According to the dam type there are 5 classes of lakes: 1)
collapselandslide, 2) moraine-dammed, 3) lava-dammed, 4) formed by tectonic antithetic fault, 5) periglacial. There are
also nowaday lakes and ancient (reconstructed) ones.
УДК 551.435.38(235.33)
© 2002 г. A.A. ЩЕТНИКОВ
ОЗЕРА ОКИНСКОГО ПЛОСКОГОРЬЯ1
Введение
Окинское плоскогорье, образно названное С.В. Обручевым [1] “Тибетом в ми¬
ниатюре”, расположено в юго-восточной части Восточного Саяна (рис. 1). Его рельеф
характеризуется сочетанием уплощенных водораздельных ступеней (высоты до
2500 м) с воздымающимися над ними еще на 500 м отдельными караваеподобными
гольцами и горными массивами. Долины основных рек врезаны в поверхность
плоскогорья на глубину до 1000 м. Главные морфологические особенности Окинского
плоскогорья - неоген-четвертичные базальтовые покровы и потоки, бронирующие во¬
доразделы и заполняющие днища горных долин, в сочетании с повсеместно распрост¬
раненными яркими следами древнеледниковой деятельности, в том числе покровного
характера [2-4 и др.]. Со времен исследования Окинского плоскогорья П.А. Кропотки¬
ным [2], одним из первых охарактеризовавшего основные черты его рельефа, до сих
пор существует множество пробелов в части географического описания этого удален¬
ного и сравнительно труднодоступного района. Настоящей работой мы пытаемся от¬
части решить эту проблему в форме геоморфологической характеристики одного из
типичных элементов географического ландшафта плоскогорья - его многочисленных
и многообразных озерных котловин, и предложить их морфогенетическую класси¬
фикацию.
Классификация озерных котловин
Изучение лимнических морфосистем Прибайкалья показало эффективность их
классифицирования, основанного на учете двух параметров: их геоморфологической
позиции (пояса рельефа) и генезиса [5]. Исходя из этого, на Окинском плоскогорье
озерные котловины можно подразделить на следующие морфогенетические группы:
1.	Озерные котловины вершинного пояса: в смоделированных ледниками пони¬
жениях на уплощенных вершинных поверхностях (1а), в неровностях моренного чехла,
(16), в карах (1в).
2.	Озерные котловины в днищах долин: старичные (2а), термокарстовые (26),
подпруженные базальтовыми потоками (2в) и конечными моренами (2г), в провалах
поверхности базальтовых потоков (2д), в понижениях основных морен (2е), в пере-
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 00-05-64541 и J4® 01-05-06061).
88

Рис. 1. Картосхема расположения главных озерных котловин Окинского плоскогорья
Цифры в кружках: 1 - Дабатын-Эхин-Нур, 2 - Хара-Нур, 3 - Харганата, 4 - Серповидное, 5 - Обо-Нур,
6 - Бурсуты-Нур, 7 - Хар-Нур, 8 - безымянное озеро вблизи зимника “Борик”, 9 - Саган-Нур, 10 - Ильчир,
11 - Урунгэ-Нур, 12 - безымянное озеро в кратере влк. Перетолчина.
Римскими цифрами обозначены хребты: I - Большой Саян, II - Кропоткина, III - Тункинские Гольцы
углубленных ледниковой эрозией участках днищ долин (2ж), озера комплексного
происхождения (2з).
3.	Озерные котловины в днищах малых впадин (За).
4.	Кратерные озера (4а).
Краткая характеристика озерных котловин
Озера первой группы, несмотря на отсутствие видового разнообразия, наиболее
многочисленны. Субгоризонтальные междуречные пространства Окинского плоско¬
горья весьма обширны и во многих местах несут следы моделировки древне¬
ледниковыми процессами, сформировавшими характерный волнистый денудационно¬
аккумулятивный микрорельеф с множественными замкнутыми понижениями, часто
заполненными водой.
Озера в экзарационных формах рельефа (1а) здесь имеют небольшие размеры -
в поперечнике они обычно достигают 200-300 м. Однако есть и исключения.
В верховьях р. Зун-Дабат - левого притока р. Тисса - на высоте 2236 м расположено
оз. Дабатын-Эхин-Нур, площадь которого составляет 1.2 км2. Этот водоем занимает
днище выработанного ледником изометричного, открытого на восток понижения,
диаметр которого составляет более 2 км.
89

Рис. 2. Геоморфологическая схема района жомболокского лавового потока
1 - резко расчлененное, преимущественно альпинотипное среднегорье; 2 - плоскогорье; днища крупных
долин (5): с лавовыми потоками (4) и моренами (5); 6 - долина прорыва в лавовой плотине; 7 - вулканы;
8 - озера
Наиболее распространенными в вершинном поясе плоскогорья являются озера
в понижениях поверхности моренных отложений (16), тонким прерывистым чехлом
покрывающих, например, значительные площади обширных уплощенных между¬
речных пространств Тиссы и Сенцы, Боксона и Диби. Размеры этих озер близки
таковым водоемам первой разновидности.
На возвышающихся над общим уровнем поверхности плоскогорья гольцах и горных
массивах обычно расположены кары, днища которых, как правило, заняты озерами
(1в).
Озерные котловины в днищах долин благодаря генетическому разнообразию
представляются наиболее интересной группой. Наряду с обычными старичными
водоемами (2а), сопровождающими свободно меандрирующие по широким днищам
русла главных речных артерий Окинского плоскогорья (особенно Сенцы и Тиссы),
а также термокарстовыми (26), есть озера особые, возникновение которых
обусловлено позднеплейстоценовой вулканической деятельностью.
По окончании сартанского оледенения, в верховьях р. Жом-Болок - левого притока
р. Оки - произошло многофазовое трещинное излияние базальтов [6, 7], в результате
которого образовалась более чем 70-километровая лавовая река шириной до 2 км
и более и мощностью до 150 м, заполнившая днище троговой долины Жом-Болока
и почти на 10 км выдвинувшаяся в долину р. Оки (рис. 2).
С этим событием связано возникновение двух типов озерных котловин (2в, 2д).
Первый тип (2в) обусловлен тем обстоятельством, что базальтовой рекой оказались
подпружены верхние притоки Жом-Болока. В результате сформировалось три озера,
крупнейшее из которых - оз. Хара-Нур (высота 1621 м) - достигает площади 33.5 км2.
Два других озера имеют гораздо меньшие размеры. Округлое в плане оз. Харганата
имеет в поперечнике 600 м, а протяженность оз. Серповидного составляет не более
500 м. Последнее озеро (рис. 3) покоится в верховьях пади Хикушка в непосредст¬
венной близости от места извержения, менее чем в километре от вулкана Старого —
90

Рис. 3. Озеро Серповидное, подпруженное языком лавового потока в верховьях пади
Хикушки (вид с ЮВ)
одного из трех вулканических шлаковых конусов, расположенных над разломом, по
которому поднималась лава. Выдвинувшийся вверх по долине язык базальтового
потока с характерной волнообразной поверхностью остановился здесь менее чем
в 100 м от стенки ригеля нижнего кара каровой лестницы, которой заканчивается
троговая долина, таким образом, почти целиком ее заполнив. Оставшуюся перед
фронтальной частью лавы небольшую серповидную котловину глубиной более 10 м
заполнила вода, вытекающая из каскадных озер каровой лестницы. Причем мощность
лавы здесь такова, что поверхность ее потока, которая является современным
днищем долины, занимает почти одинаковое высотное положение с днищем нижнего
кара.
Широкая, покрытая труднопроходимыми базальтовыми торосами, взломанными
валами и горнитосами (мелкими шлаковыми конусами) поверхность жомболокского
лавового потока во многих местах при остывании просела, в результате чего возникли
замкнутые, часто причудливых очертаний провалы, многие из которых сейчас запол¬
нены водой (2д). Глубина таких разнообразных по размерам (от первых десятков м2 до
первых км2) углублений достигает 15-20 м. Наиболее крупные озера расположены на
участках изменения направления простирания долины, где, видимо, потоки лавы
замедляли течение и, остывая, испытывали, к тому же, своеобразное “торошение”.
Примером таковых может служить система проточных озер Обо-Hyp протяженностью
более 5 км, сообщающихся между собой короткими (до 50-100 м), иногда внутри-
лавовыми, водотоками.
До оз. Бурсуты-Нур р. Жом-Болок имеет только подлавовый сток. Далее река
стремительно следует по узкому и порожистому извилистому руслу, заложенному
в осевой, наиболее просевшей части лавового потока. На всем протяжении главный
ствол реки сопровождается множеством малых бессточных озер в понижениях
поверхности лавы. Эти водоемы площадью в десятки - первые сотни м2 и глубиной до
2-3 м можно наблюдать даже в 20 м от 30-метровой стенки каньона р. Оки,
прорезающего распластавшуюся по ее долине фронтальную часть застывшего базаль¬
тового потока (см. рис. 2).
Другой разновидностью озер этой группы являются водоемы, чье формирование
обусловлено древнеледниковым морфогенезом (2г, 2е, 2ж). С аккумулятивной
91

деятельностью плейстоценовых ледников связаны моренно-подпрудные озера (2г)
и водоемы в понижениях основных морен (2е).
Примером первых может служить озеро Хара-Нур (выс. 1835 м), расположенное
в верховьях реки Хара-Нурай-Холой - правого притока р. Урика (рис. 4А). Эта река
образуется в результате слияния рек Зун- и Барун-Хара-Гол, стекающих с Китайских
Гольцов по U-образным ледниковым долинам с крутыми бортами. Чуть ниже места
слияния долина плавно расширяется до 2 км, ее слегка вогнутые борта высотой
до 300 м существенно выполаживаются в среднем до 10-15°. Пологие берега
расположенного здесь озера сложены преимущественно валунно-глыбово-галечным
материалом. В месте впадения в озеро р. Хара-Нурай-Холой сформировалась протя¬
женная авандельта. Оз. Хара-Нур расположено в тылу обширного конечно-моренного
комплекса, составленного двумя хорошо морфологически,выраженными дугообраз¬
ными валами, осложненными грядово-бугристо-западинным микрорельефом. Высота
валов достигает 30 м, причем первый вал выше второго в среднем на 10 м. Между
валами в замкнутых понижениях встречаются небольшие озера, достигающие 130 м
в поперечнике. Постоянный поверхностный сток у оз. Хара-Нур отсутствует. Правый
фланг конечно-моренного комплекса прорезает узкая V-образная с сухим руслом
долина прорыва глубиной до 30 м и протяженностью более 1 км. Функционирует она,
по всей видимости, лишь в период весенних паводков. С деградацией сезонной
мерзлоты поверхностный сток из озера прекращается. Во время нашего наблюдения
(август 2000 г.) Хара-Нурай-Холой вырывался высокодебитным ручьем из русловых
валунных галечников своего временного русла уже за плотиной, в километре от озера.
Активно подпитываясь фильтрующимися сквозь моренную перемычку грунтовыми
водами, уже через 1.5 км река приобретала водность, близкую к участку выше озера.
Весьма сходную геоморфологическую позицию имеет котловина озера Хурге-Нур
(выс. 1686 м), расположенного в верховьях р. Урда-Ока - правого притока Оки.
Озера в понижениях основных морен (2е), занимающих днища долин, можно
наблюдать во многих местах Окинского плоскогорья. В качестве примера отметим
водоемы, расположенные в низовьях р. Жом-Болок, примерно в 10 км от его устья.
Здесь лавовый поток, о котором шла речь выше, сужается с 2 км до менее чем 500 м,
будучи стесненным с обеих сторон выступающими из-под базальтов фрагментами
конечно-моренного комплекса. Между дугообразными моренными валами высотой
экспонированной части до 20 м здесь наблюдаются грядово-бугристо-западинные
ландшафты основной морены, некоторые понижения которой заняты озерами.
Например, у зимника “Борик” расположены два озера, крупнейшее из которых
с высотной отметкой уреза воды 1401 м имеет протяженность около 400 м, забо¬
лоченные берега и глубину до 3 м.
Следующей разновидностью озер являются водоемы в переуглубленных ледниками
участках днищ долин (2ж). Их формирование обусловлено древнеледниковой
деятельностью. Примером таких озер может служить оз. Саган-Hyp (выс. 1611 м)
площадью 1.8 км2. Оно расположено в верховьях небольшого правого притока
Оки - р. Нур-Холой, в нескольких километрах от устья р. Сорок (рис. 4Б). Долина
Нур-Холоя здесь постепенно расширяется до 1 км и более, ее крутые (около 30°)
борта высотой до 300 м выполаживаются до менее чем 10°. На уплощенных
водоразделах, которые сложены метаморфическими сланцами и бронированы неоге¬
новыми платобазальтами, и бортах котловины, наблюдаются высыпки валунно-
глыбово-галечного материала преимущественно гранитного состава. Борта котловины
во многих местах осложнены сглаженными асимметричными выступами коренных
пород высотой до 5 м - бараньими лбами и курчавыми скалами. От долины р. Айнак -
правого притока р. Сорок - озерную котловину отделяет низкая, с высыпками валунов
и гальки сглаженная седловина. Высота борта котловины от уровня озера здесь
составляет всего 6 м, а от тальвега Айнака - 30 м.
На Окинском плоскогорье есть озерные водоемы сложного происхождения (2з),
в формировании которых участвовали несколько равнозначных процессов. Примером
92

Рис. 4. Геоморфологическая схема районов озер Хара-Нур (А), Саган-Hyp (Б) и Урунгэ-Нур (В) на Окинском
плоскогорье
1-3 - пояс днищ горных долин: днища крупных долин (/): с конечно-моренными комплексами (2а) и их валами
(26), а также ригелями и приустьевыми ступенями (3);4 - склоны горных долин; 5 - субгоризонтальные,
волнистые поверхности на абсолютных высотах 2000-2300 м, осложненные возвышающимися над ними на
500 м и более отдельными караваеподобными гольцами; б - плоские заболоченные поверхности днищ малых
впадин; 7 - тектонические уступы; 8 - антецедентные долины и долины прорыва; 9 - смоделированные
ледниками низкие седловины; 10 - озера; 11-12 - отметки абсолютных высот вершин (77) и уреза воды рек
и озер (12)
93

таковых может служить рассмотренное нами ранее [8] оз. Ильчир площадью 3.1 км2,
расположенное в днище широкого грабена-трога в верховьях р. Иркут. Это единст¬
венное озеро Окинского плоскогорья, район расположения которого подробно охарак¬
теризован в географическом отношении. Наиболее полное и систематизированное
описание природы вокруг Ильчира дано в работе И.М. Забелина [9]. В формировании
этого озера наблюдается тесное переплетение различных факторов: тектоническое
погружение коренного ложа, последующее переуглубление днища впадины ледником
и формирование моренной равнины.
Единственным представителем группы озер в днищах малых впадин (За) является
оз. Урунгэ-Нур (рис. 4В), расположенное на высоте 1992 м между приустьевыми
участками Жохоя и Хоре, левыми притоками Оки. Площадь этого округлого в плане
водоема составляет 5.8 км2. Озеро занимает днище замкнутого тектонического пони¬
жения в виде одностороннего грабена и по своей геоморфологической позиции близко
оз. Колок [5], расположенному в центральной части Морского хребта (средняя часть
юго-восточного борта Байкальской котловины). В отличие от последнего оз. Урунгэ-
Нур имеет, можно сказать, нагорное положение. Урез воды в нем почти на 200 м
выше такового р. Жохой и Хоре. С юга к озеру по слабонаклонной поверхности днища
грабена, плавно выходящей в вершинный пояс плоскогорья, спускаются обширные
моренные поля, покрывающие почти всю уплощенную поверхность Хоре-Жохойского
междуречья. Само озеро окружает плоская пологонаклонная заболоченная равнина,
выполненная ледниковыми отложениями, выстилающими также ложе самого Урунгэ-
Нура. Из водоема вытекает р. Монгоша, прорезающая крутопадающей антеце¬
дентной долиной невысокий тектонический уступ, который служит своеобразной
плотиной для озера. Экспонированная высота этого уступа достигает всего 30 м.
Экзотическим образованием (тип 4а) среди озер Окинского плоскогорья можно
считать небольшое озерко в кратере вулкана Перетолчина (см. рис. 2), располо¬
женного на поверхности жомболокского лавового потока и абсолютной высоте 1970 м.
Эта вулканическая постройка из шлаков, бомб и лапиллий имеет форму почти
правильного усеченного конуса высотой 120 м и диаметром основания 530 м. При
диаметре кратера около 140 м и крутизне стенок 45° его глубина составляет 40 м.
На дне кратера расположен округлый в плане водоем с периодически меняющимся
от 8 до 10 м диаметром и глубиной около метра. Несмотря на мизерные размеры
озерка, оно является уникальным для Прибайкалья природным объектом и потому
заслуживает определенного внимания.
Заключение
Разработанная нами морфогенетическая классификация озерных котловин Окин¬
ского плоскогорья и их общая геоморфологическая характеристика - первый шаг
к изучению этих интересных и многообразных природных объектов данного района.
Настоящей работой мы лишь предваряем наши исследования, важнейшей частью
которых станет анализ озерных осадков, а также батиметрические измерения.
Предварительные работы вскрыли ряд любопытных проблем, связанных с озерным
морфолитогенезом Окинского плоскогорья. К примеру, фронтальная часть жомбо-
локского лавового потока, выдвинувшегося в долину Оки и преградившего ее путь,
некоторое время должна была выполнять роль 30-метровой плотины, в настоящее
время она прорезана узким каньоном долины прорыва (см. рис. 2). В тылу этой
базальтовой плотины должно было, несомненно, сформироваться подпрудное палео¬
озеро. И это еще одно направление предстоящих исследований.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Обручев С.В. Орография и геоморфология восточной половины Восточного Саяна // Изв. Всесоюз. геогр.
о-ва. 1946. Т. 78. Вып. 5-6. С 479-498.
2.	Кропоткин П.А. Поездка в Окинский караул / Петр Алексеевич Кропоткин. Естественно-научные
работы. М.: Наука, 1998. С. 31-76.
94

3.	Гросвальд М.Г. Развитие рельефа Саяно-Тувинского нагорья (оледенение, вулканизм, неотектоника). М.-
Наука, 1965. 166 с.
4.	Олюнин В.Н. Неотектоника и оледенение Восточного Саяна. М.: Наука, 1965. 128 с.
5.	Уфимцев Г.Ф., Щетников А.А., Агафонов Б.П. Озера вокруг Байкала // Изв. Русского геогр. о-ва (РГО).
1998. Вып. 4. С. 36-46.
6.	Обручев С.В., Лурье МЛ. Вулканы Кропоткина и Перетолчина в Восточном Саяне // Тр. Лаб.
вулканологии АН СССР. 1954. Вып. 8. С. 210-225.
7.	Адамович А.Ф., Гросвальд М.Г., ЗоненшайнЛ.П. Новые данные о вулканах Кропоткина и Переточина //
Тр. Всесоюз. аэрогеол. треста. 1959. Вып. 5. С. 79-89.
8.	Щетников А А., Уфимцев Г.Ф. Озера Тункинского Прибайкалья // Изв. РАН. Сер. геогр. 2002
(в печати).
9.	Забелин ИМ. Ландшафты Ильчир-Китойской котловины (Восточный Саян) // Вести. МГУ. Сер.
физ.-мат. и естеств. наук. № 2. Вып. 8. 1952. С. 45-52.
ИЗК СО РАН, Иркутск	Поступила в редакцию
04.12.2001
THE LAKES OF THE OKINSK TABLE-LAND
A.A. SCHETNIKOV
Sum m a г у
Geomorphologic features of the main lake basins of the region are described. Morphogenetic classification of these
landforms is worked out. Some approaches to further investigation of the lacusrtine morpho- and lithogenesis are
discussed.
УДК 551.435.627(235.33)
© 2002 г. А.Ю. ПАХОМОВ, В.Н. СМИРНОВ
СКАЛЬНЫЕ ОПОЛЗНИ В ГОРАХ ПРИМАГАДАНЬЯ
Введение
Оползневые процессы на склонах междуречий, сложенных коренными порода¬
ми, достаточно широко распространены во многих горных странах. Они выражаются
в виде отторжения по трещинам разновеликих блоков горных пород от основного
массива и перемещения их вниз по склону: медленного - с сохранением сплошности
пород (скальные оползни) или быстрого, сопровождающегося разрушением блоков
(обвалы). Как показано в [1, 2], оползневые процессы наблюдаются в разнообразных
горных породах и являются частью более общего денудационного процесса "отсе дания
склонов" или "расседания междуречий" (по [3]). Необходимыми условиями их развития,
кроме гравитационного потенциала в виде превышения над окружающими поверх¬
ностями, являются трещиноватость горных пород, чередование водопроницаемых
горизонтов с водоупорными и полупроницаемыми, определенные неотектонические
и климатические особенности. Развитие трещин приводит к уменьшению прочности
пород, отрыву блока от массива, скольжению его вниз по склону, опрокидыванию
и разрушению. Следом за первым блоком может смещаться другой, третий и т.д.
В ряде случаев процесс образования глыбовых оползней заходит в глубь междуречья
на 2-3 км. Такой тип оползней Е.В. Милановский и Н.И. Соколов [1] назвали глыбо¬
выми оползнями ангарского типа (рис. 1). По мнению ряда исследователей [1, 4 и др«]
отрыв большого блока пород подготавливается процессами выветривания по системам
трещин: тектонических, напластования, отдельности и др. и формированием трещин
95

Рис. 1. Схема образования (А) и план (Б) глыбового оползня "ангарского" типа (по [1])
А: 1 - водопроницаемые горизонты, 2 - массив трещиноватых пород, 3 - делювий. Б: / - прибрежный уступ
оползня, 2 - осыпь, 3 - контуры западин на оползневых блоках, 4 - линии отрыва и смещения пород,
5 - замкнутое понижение в рельефе
бокового отпора [5]. Возникновению оползней благоприятствует небольшой наклон
слоев или плоскостей трещин в сторону падения склона, а также смачивание этих
поверхностей подземными водами [4]. В сейсмических областях катастрофическому
движению глыбовых оползней и возникновению обвалов способствуют землетрясения.
Однако, как подчеркивал Н.И. Соколов, в асейсмичных районах, каковой является
центральная часть Сибирского плоскогорья, глыбовые оползни развиваются исклю¬
чительно под воздействием экзогенных процессов при определяющей роли гравита¬
ционных. Поэтому наличие оползневых форм рельефа на любой территории само по
себе не может однозначно указывать на проявление сейсмической активности. Многие
исследователи многократно отмечали, что на сейсмически активных территориях
чрезвычайно сложно проведение границы между сейсмогенными и несейсмогенными
оползнями и обвалами. Установлено, что сейсмогенные дислокации в отличие от
96

экзогенных не распространены закономерно относительно физико-географической
зональности и высотной поясности. Они всегда тяготеют к определенным сейсмически
активным тектоническим зонам и обладают некоторыми характерными морфологи¬
ческими признаками: 1) формирование оползней в условиях, когда отсутствуют другие
факторы, способные вызвать их образование, 2) необычно большой захват склона
в глубину [2]. Сейсмогенные оползни всегда являются геоморфологической аномалией,
они образуются в результате нерегулярных, спорадических, одноактных процессов,
у них отсутствуют признаки постепенного, длительного развития [6].
Обозначенная проблема на Северо-Востоке России исследована еще очень слабо.
Явления гравитационного расседания междуречий и образования скальных обвалов
отмечались в Охотском районе [7, 8]. Нами они изучались в условиях низкогорного
рельефа районов Примагаданья, где были выделены различные морфологические
типы структур отседания, скальных оползней и обвалов [9].
Основные черты геологического строения и рельефа
Район исследований расположен в южной части низкогорного массива, ограничен¬
ного с юга береговой чертой Тауйской губы, с запада и севера долинами р. Хасын
и Уптар, а с востока - Ольской низменностью. Основные водотоки, дренирующие
территорию - левые притоки р. Хасын и Уптар, р. Дукча, Магаданка и правые
притоки р. Танон.
В геологическом строении района участвуют главным образом нижнемеловые
гранитоиды Магаданского батолита. В значительно меньшей степени распространены
нижне- и верхнемеловые вулканиты основного, среднего и кислого состава. Миоцен-
плиоценовые терригенные осадки (нагаевская толща, балахапчинская свита) выпол¬
няют межгорные впадины; четвертичные отложения представлены аллювиальными,
ледниковыми и разнородными склоновыми фациями.
Преобладающие абсолютные высоты основных водоразделов 600-800 м, макси¬
мальная отметка - 1022.7 м. Характерны широкие выположенные междуречья
с повсеместным развитием фрагментов региональной поверхности выравнивания пред¬
положительно плиоценового возраста, на которых во многих местах сохранились коры
выветривания, сложенные крупнозернистыми песками, дресвой и щебнем с вклю¬
чениями глыбового обломочного материала. По данным крупномасштабной геологи¬
ческой съемки, в общем виде разрез коры, мощность которой достигает 20 м,
представляется в следующем виде. В нижней трети наблюдаются разрушенные до
дресвы материнские породы (как правило, гранитоиды), сохранившие структурные
и текстурные признаки, характер отдельностей, системы трещин и прожилков. Цвет
серый с зеленоватым оттенком. В средней части разреза кора имеет бурую окраску,
дресвяно-песчаную размерность материала с большой примесью глинистой фракции
и также в целом сохраняет структурные и минералогические характеристики исходных
пород. Верхняя треть сложена ярко-бурым песчано-глинистым материалом, часто
имеющим постепенный переход к переотложенной коре выветривания.
Рельеф большей части территории эрозионно-денудационный, довольно глубоко
и густо расчлененный. Основные склоновые процессы - крип и плоскостной смыв,
нивальная денудация, менее распространены обвально-осыпные, оползневые явления.
Денудация идет на фоне интенсивного физического выветривания, на побережье
преобладают абразионные процессы.
Главная географическая особенность территории - ее прибрежное положение. По¬
бережье имеет прихотливые очертания, образуя много мысов, ряд больших и малых
бухт. Берег моря почти на всем протяжении относится к абразионному типу. Выше
бровки практически везде присутствующего обрывистого клифа выделяется береговой
склон - обычно прямой или выпуклый, крутой. Его длина и высота зависят от
положения подрезаемой склоном поверхности суши. Наибольшей высоты (500 м)
береговой склон достигает на северном берегу бухты Светлой (п-ов Старицкого).
97

В позднем плейстоцене в наиболее приподнятой части территории (северный
и северо-западный склоны Дукчинских гор) возникали каровые и долинные ледники,
образовавшие локальный ледниковый узел и оставившие после себя в долинах комп¬
лекс основной морены, а в верховьях ручьев - хорошо разработанные ледниковые
кары и каровые морены. Широко распространены разнообразные нивальные процессы,
связанные с приуроченными к верхнему уровню гор многочисленными снежниками,
среди которых встречаются перелетки. Ярко выражены нагорные террасы с актив¬
ными морозными забоями, а также разнообразные формы снежнего разъедания: ниши,
уступы, впадины, лотки. Рельеф, обусловленный многолетней мерзлотой, представлен
в основном солифлюкционными и полигональными формами.
Рельеф аккумулятивных и эрозионно-денудационных неотектонических впадин
и высота междуречий в их пределах во многом зависят от структурного положения
впадин, характера неотектонических движений и истории развития. Самые низкие
отметки (60-80 м) наблюдаются в пределах длительно опускавшейся Балахапчанской
впадины (мощность неогеновых и четвертичных отложений до 600 м). Наиболее высо¬
кие (200-400 м) - у молодых межгорных впадин с маломощным чехлом четвертичных
отложений (Омчакская впадина на левобережье р. Хасын).
Примечательной особенностью рельефа является то обстоятельство, что в верхних
частях некоторых междуречий выделяются аномально широкие субгоризонтальные
или вогнутые поверхности, имеющие вид седловин или небольших впадин с пологими
и длинными склонами и иногда с замкнутым стоком. Обычно они оконтурены
небольшими и невысокими холмами или скалами-останцами. Все эти нагорные
котловины приурочены к фрагментам сохранившейся на междуречьях коры
выветривания и, скорее всего, связаны с участками более глубокого проникновения
процессов выветривания в гранитоиды Магаданского батолита. Характерная черта
современных речных долин - ступенчатость их продольного профиля и отсутствие
террас высоких и средних уровней. Это свидетельствует об очевидной молодости
последнего этапа активизации неотектонических движений, вовлекших
рассматриваемую территорию в дифференцированное поднятие.
Методы изучения
Ведущим методом исследования стало геоморфологическое картографирование по
результатам дешифрирования крупномасштабных аэрофотоснимков, изучение мор-
фографии и морфометрии по топографическим картам масштаба 1 : 25000, анализ
геологического строения территории, полевая проверка выделенных объектов.
Формы рельефа, возникающие в результате расседания, отседания, оползания
и т.д., отчетливо выражены и достаточно хорошо определимы на аэрофотоснимках
в силу своей аномальности по отношению к окружающим ландшафтам. Однако из-за
некоторого морфологического сходства за них на этапе предварительного дешифриро¬
вания могут быть приняты, например, ступени нагорных террас, снежниковые и ледни¬
ковые кары, каровые морены. Но при детальном геоморфологическом анализе терри¬
тории, выявлении определенных элементов географической зональности дешифриро¬
ванных объектов и их полевом обследовании эта неоднозначность полностью
устраняется, поэтому степень достоверности выделения форм рельефа, связанных
с процессом расседания междуречий, нам представляется достаточно высокой.
Основные типы оползневых структур в Примагаданье
Начальная стадия отседания проявляется в образовании на междуречьях трещин
бокового отпора, которые под расклинивающим воздействием различных экзогенных
факторов постепенно расширяются и превращаются в замкнутые или полузамкнутые
рвы отседания. В результате обособляются блоки междуречий, утратившие проч¬
ностные связи с основным массивом. Вследствие этого нарушается их равновесие,
98

Рис. 2. Местоположение рассмотренных в статье гравита¬
ционных структур расседания
/ - скальный оползень на левобережье р. Дукчи, 2 - обвал
на левобережье правого притока руч. Медвежка, 3 -
скальный оползень руч. Снежка, 4 - скальный оползень горы
Скалистая, 5 - оползень-отторженец мыса Ольского
и наступает динамическая стадия процесса: под действием гравитации блоки устрем¬
ляются вниз по склону, одновременно в той или иной степени раздробляются и в ко¬
нечном счете образуют аккумулятивные тела у подножий склонов в виде скальных
оползней или обвалов. Трещины, рвы и стенки отрыва быстро трансформируются
и уничтожаются денудацией после начала динамической стадии. Вместе с тем подоб¬
ные формы широко распространены на крутых склонах массивных выровненных
междуречий в бассейнах рр. Дукча, Каменушка, Магаданка и др., а также в полосе,
примыкающей к береговым абразионным обрывам Тауйской губы, что свидетель¬
ствует о современной активности процессов расседания.
Собственно оползневые и обвальные тела сохраняются в рельефе более длитель¬
ное время, что позволяет провести их геологическое, геоморфологическое, геодинами-
ческое изучение и выполнить на этой основе их морфогенетическую типизацию
и прогноз развития. В Примагаданье выделяются т|>и основных типа структур
скальных оползней: оползни-обвалы, скальные оползнйх глыбового типа ("черепит¬
чатые”, по [9]) и оползни-"отторженцы", выделенные нами впервые. Положение
изученных оползневых структур показано на рис. 2.
Оползни-обвалы представляют собой оползшие и обрушенные блоки, полностью
дезинтегрированные на обломки и глыбы различной крупности, аккумулятивные тела
которых расположены у подножий склонов, в днищах речных долин. Размеры, облик
и морфология поверхности обвальных тел обусловлены различными геологиче¬
скими и геоморфологическими факторами, но в первую очередь величиной массы
оползших и обрушенных блоков и относительной высотой стенки отрыва. Они выде¬
ляются специфическим рельефом с отчетливо выраженной фронтальной зоной и бес¬
порядочной бугристо-ямчатой поверхностью, характерными для ударных дислокаций
и аномальными для окружающих ландшафтов. В Примагаданье оползни-обвалы
наблюдаются преимущественно в низкогорьях, сложенных эффузивами, и пока не от¬
мечались на территориях, где развиты осадочные породы верхоянского комплекса.
99

Обвалы блоков скальных пород, как правило, контролируются тектоническими
нарушениями.
Оползни-обвалы - наиболее распространенные в Примагаданье формы рельефа,
фиксирующие один из результатов процесса отседания частей междуречий. Ниже
в качестве примера рассматривается незначительный по объему оползень-обвал (№ 2
на рис. 2), сошедший со склона долины небольшого (второго порядка) правого притока
руч. Медвежка (верховья бассейна р. Дукча).
Геологическое строение и рельеф склона. Склон, по которому сошел скальный
оползень, сложен ороговикованными базальтами нижнего мела. В нескольких десятках
метров ниже по долине фиксируется секущий междуречье и долину тектонический
контакт между базальтами и диоритами. С запада на восток под углом порядка 60°
к падению склон пересечен еще одним нарушением. Этот разлом пересекает долину
в месте ее изгиба и контролирует ее прямолинейный субширотный отрезок. Связь
этого нарушения с оползнем не очевидна, но вероятна, поскольку отседание части
междуречья, его оползание и обрушение произошли в зоне влияния разлома.
Глубина долины, в которой зафиксирован оползень-обвал, составляет 200-250 м.
В месте, где сошел оползень, она несколько меньше - 130-150 м за счет некоторого
снижения междуречья. Склоны долины крутые (около 20-30°), прямые или выпуклые.
В основном на них развиты процессы осыпания. Долина узкая, треугольная, днище
ее расширяется вниз по течению от метров до первых десятков метров. Сошедший
на изгибе долины из средней части склона оползень имеет ширину по фронту не более
150 м. Раздробившиеся в процессе движения горные породы.достигли днища долины
и перегородили русло. Рельеф тела обвала холмисто-грядово-западинный. Превы¬
шение положительных форм друг над другом составляет 4-8 м. Гряды постепенно
снижаются к руслу ручья. Последнее прижато к правому борту, где прорезало узкую,
неглубокую (2-4 м) щель. Напротив одного из языков обвала русло выработало
в правом коренном борту нишу с вертикальной стенкой высотой 3-5 м. Здесь ширина
поймы составляет 6 м. На склоне, с которого сошел оползень, хорошо видна система
взаимопересекающихся трещин. В верхней части склона наблюдаются небольшие
осевшие, но не сорвавшиеся блоки; хорошо выражены невысокие уступы - стенки
срывов. Оседание произошло по наклонным трещинам, в то время как на участке
склона, где происходило оползание, преобладают вертикальные. Одна из
вертикальных трещин фиксирует обводненную зону шириной несколько десятков
метров.
Скальные оползни менее распространены. По сути они являются аналогами глыбо¬
вых оползней ("ангарского" типа, по [1]). Нами установлены две морфодинамические
разновидности скальных оползней, формирующихся на различных гипсометрических
уровнях склонов. Первая - это оползни, возникшие в привершинной или средней час¬
тях междуречья и не достигшие базисной поверхности (№ 3 на рис. 2). При этом
нижележащий склон может быть не нарушен или захвачен только трещинами отсе¬
дания. Тела оползней в этом случае деформированы слабо, имеют несколько выполо-
женную поверхность, от склона отделены сверху четкими рвом отседания и стенкой
отрыва, а снизу - фронтальным уступом (рис. 3). Вторая - оползни, охватившие весь
склон или его нижнюю часть и достигшие базисной поверхности (№ 1 и 4 на рис. 2).
Для них характерна сильная блоковая раздробленность, они имеют грядово-ложбинное
или волнистое строение поверхности, отражающее процесс растянутого во времени
импульсного сползания отдельных отсевших блоков в виде чешуй или черепицы.
Породы в блоках часто сохраняют близкие к исходным элементы залегания, но резко
увеличивается их трещиноватость, приобретаемая в связи с движением и короблением
блоков. Степень раздробленности пород в "чешуях" увеличивается с удалением
от исходной позиции и во фронтальной части на базисной поверхности достигает
максимального значения с полной утратой первоначального залегания. Предпо¬
лагается, что выделенные разновидности скальных оползней отражают разные фазы
их развития.
100

Рис. 3. Скальный оползень на левобережье руч. Снежка (начальная фаза отседания), по данным дешиф¬
рирования крупномасштабного аэрофотоснимка
1 - трещины отседания склона, 2 - рвы отседания, 3 - уступы отседания (стенки отрыва), 4 - тело оползня,
5 - островершинные гребни междуречий, 6 - округловершинные гребни; склоны: 7 - обвально-осыпные,
8 - медленного смещения рыхлого чехла; 9 - днища долин водотоков, 10 - террасы, террасоувалы; 11-
конусы выноса; 12 - трасса движения снежной лавины; 13 - геоморфологические границы; 14 - отметки
абсолютных высот
Нами исследованы два скальных оползня, имеющих ниши отрывы в средней и верх¬
ней частях склона и достигших подножья. Один из них расположен в 6.5 км выше
устья руч. Снежка в левом борту р. Дукча (№ 1 на рис. 2). Это - скальный оползень,
сложенный в основном флюидальными липаритами позднемелового возраста (рис. 4).
Он заключен между долинами двух небольших ручьев - левых притоков р. Дукча.
В устьях обоих ручьев находятся пролювиальные конусы выноса. Оба ручья осваи¬
вают тектонические разрывы, которые ограничивают с запада и востока скальный
оползень. На аэрофотоснимке дешифрируются две фазы развития оползня, которые
фиксируются двумя ясно выраженными уступами отседания. Нижняя часть -
собственно скальный оползень, имеющий в целом овальную форму и протяги¬
вающийся от днища долины вверх по склону на расстояние до 600 м при средней
ширине около 500 м. Он ограничен сверху дугообразным, выпуклым вверх по склону
уступом отседания протяженностью 300 м и максимальной высотой в центральной
части до 35 м. Тело оползня состоит из ориентированных большей частью параллельно
склону удлиненных прямоугольных и линзовидных блоков. Длина их 70-200 м, ширина
30-70 м. Они ограничены трещинами и рвами отседания.
В первом случае образуется ступенчатая поверхность, причем резкое изменение
(уступом) высотного положения блоков отседания происходит не по всем трещинам.
Во втором случае образуется волнообразная поверхность с чередованием возвышаю¬
щихся блоков и разделяющих их рвов, понижений на первые десятки метров. Наибо¬
лее контрастное чередование волнообразных поднятий и западин наблюдается в сред¬
ней части оползня. Следует отметить, что для флюидальных липаритов, слагающих,
как сказано выше, склон, вообще характерно развитие гравитационных склоновых
процессов типа оползней, крипа, сухих "потоков” плитчатого и пластинчатого обломоч¬
ного материала, формирования "волнистых склонов" [10].
Основание оползня представлено хорошо выраженным валом, состоящим из круп¬
ных угловатых глыб липаритов, с уступом, отделяющим его от днища долины. Опол¬
зень формировался, вероятно, на протяжении всего голоцена, на что указывает обна-
101

Рис. 4. Скальный оползень на левобережье р. Дукча
А - рельеф оползневого склона. Б - геологическое строение участка (по данным крупномасштабной геологической съемки): 1 - русла и поймы
голоценовые; 2 - делювиально-пролювиальные отложения; 3 - нижнемеловые базальты, андезиты и их туфы, слои песчаников; верхнемеловой
субвулканический комплекс: 4 - кластолавы липаритов, 5 - флюидальные липариты; 6 - верхнемеловые гранит-порфиры; 7 - разломы, 8 - граница
оползня. В ~ схема дешифрирования аэрофотоснимка масштаба 1 : 21500: 1 - трещины отседания склона, 2 - уступы (стенки отрыва), 3 - блоки
отседания, 4 - рвы и котловины, 5 - крутые склоны с преобладанием процессов массового гравитационного смещения рыхлого чехла (крип), 6 - пологие
поверхности террасоувалов, 7 - русла, поймы, террасы неразделенные, 8 - пролювиальные конусы выноса, 9 - геоморфологические границы,
10 - отметки абсолютных высот

ружение частиц раннеголоценового вулканического пепла в почвенных горизонтах на
пологих участках аккумулятивного конуса, а также предельный (более 2000 лет) ли-
хенометрический возраст экспонированной поверхности оползня и высокая степень
выветрелости обломков [11]. В настоящее время оползневой процесс в этой структуре
продолжается. Нет никаких признаков одноактности происхождения оползня, поэтому
отнесение ее к крупной гравитационной палеосейсмодислокации [12] не обосновано
имеющимися фактическими данными.
Другим примером скального оползня (рис. 5, № 4 на рис. 2) является оползень, рас¬
положенный в береговой зоне Тауйской губы в 2.5 км к востоку от устья руч. Дукча на
южном склоне г. Скалистая (абс. отм. 314.8 м). Оползень возник в теле гранодиорит-
порфиров мелового возраста, разбитых системой частых тектонических трещин на
плитообразные блоки и пластины. Он имеет вид чашеобразного понижения на крутом
склоне (отсюда и народное название этого места - "Чаша"), в форме вытянутого в се¬
веро-восточном направлении овала. Максимальная длина тела оползня до 800 м, шири¬
на - до 400 м. С северо-запада в верхней части склона он ограничен стенкой отрыва,
которая сопряжена с разломом субширотного простирания. Поверхность оползня пред¬
ставляет собой чередование поднятых блоков неправильной формы, образованных
развалами крупных и гигантских глыб и коренными выступами сильно нарушенных
гранодиорит-порфиров. Блоки разделены глубокими рвами, ориентированными парал¬
лельно склону и поперек него, а также более или менее изометричными западинами
неправильной формы. Скальные блоки чаще всего имеют форму чешуй или пластин
призматической формы, ориентированных поперек направления перемещения основной
массы. Запрокинутое или "вздыбленное" залегание говорит о том, что процесс
перемещения характеризуется слабой кинетической энергией и происходит достаточно
медленно и в длительном временном диапазоне.
С ЮЗ и СВ оползень обрамлен крутыми уступами, направленными вниз по склону.
Его дистальная часть представлена отчетливо выраженным напорным валом, возвы¬
шающимся над примыкающей с севера частью оползня. Вал резко выделяется, кроме
того, сильной раздробленностью, местами истертостью до дресвы слагающих его гра¬
нодиорит-порфиров. Со стороны моря он подрезан прямолинейным береговым абра¬
зионным обрывом. Строение и размеры примыкающей к нему приливно-отливной
полосы и береговой отмели не имеют существенных отличий от других аналогичных
абразионных берегов побережья. Это обстоятельство может свидетельствовать о том,
что оползень развивался постепенно, достаточно длительное время не сопровождался
крупномасштабными обвалами, и его обломочные массы полностью перерабатывались
береговыми морскими процессами. Этим он отличается от известных в Северном
Приохотье сейсмогравитационных форм, которые всегда резко выделяются на фоне
доминирующего морфогенетического типа рельефа и нарушают сложившееся дина¬
мическое равновесие геоморфологических процессов.
Для сравнения укажем на расположенный к западу от "Чаши" оползень-обвал, за¬
нимающий участок прибрежной зоны протяженностью около 500 м и шириной до 100 м
(см. рис. 5-В). Он представляет собой хаотическое скопление гигантских глыб грано-
диоритов, залегающих на пляже, литорали и дне более глубокой части моря. Тело
оползня-обвала резко выделяется на общем фоне береговых фаций морфологическими,
литологическими, гранулометрическими свойствами, которые свидетельствуют о его
одноактном и катастрофически быстром формировании. Его размеры на несколько
порядков превосходят обвальные массы, обычные для морских береговых обрывов
в этом районе. Таким образом, он является выраженной аномалией на фоне господст¬
вующих здесь береговых процессов и фаций и мог возникнуть в результате дополни¬
тельного, вероятнее всего, сейсмического воздействия.
Оползни-отторженцы выделены намй впервые. Это крупные (размером до 1300 X
X 750 м) останцовые массивы, полностью сохранившие свои морфологию и строение,
оторванные от материнского междуречья и перемещенные по склону на расстояние
в сотни метров. Обычно наблюдаются в нижних частях пологих склонов, примы-
103

8
Рис. 5. Скальный оползень горы Скалистая
Л - рельеф оползневого склона. Б - геологическое строение участка (по данным крупномасштабной геологической съемки): 1 - современные русла и пой¬
мы; 2 - нагаевская толща (миоцен-плиоцен): конгломераты, галечники, пески; нижнемеловые: 3 - базальты, 4 - биотит-амфиболовые порфировидные
и среднезернистые гранодиориты, 5 - биотитовые крупнозернистые лейкократовые граниты, 6 - гранодиорит-порфиры; 7 - разломы; 8 - граница оползня.
В - схема дешифрирования аэрофотоснимка масштаба 1: 21500:1 - трещины отседания, 2 - уступы (стенки отрыва), 3 - блоки отседания, 4 - рвы и котловины,
5 - денудационная поверхность выравнивания, 6 - останцовые вершины, 7 - литораль, 8 - то же, покрытая массовым скоплением гигантскоглыбового слабо
окатанного обломочного материала (тело обвала), 9 - крутые обвально-осыпные склоны, 10 - абразионные обрывы, 11 - геоморфологические границы,
12 - отметки абсолютных высот

кающих к днищам долин в виде низких сопок, отделенных от междуречья широкими
асимметричными седловинами. Последние часто интерпретировались как фрагменты
древних долин, однако поиски аллювия в их пределах, как правило, не давали
результата. Принимали их и за результат избирательной денудации, но это также не
находило подтверждения. Вместе с тем, останцовые массивы аномально смещают
русла водотоков, что свидетельствует об их наложенности на долинные процессы.
К тому же в некоторых случаях на склонах междуречий сохраняются морфологические
следы ниш отрыва блоков, и детальные исследования позволяют их обнаружить.
В Примагаданье подобные отторженцы наблюдались на низких не глубоко расчле¬
ненных территориях, являющихся остатками региональной поверхности выравнивания
плиоценового (?) возраста с широким распространением коры химического выветрива¬
ния, сформировавшейся на меловых гранодиоритах и местами достигшей многометро¬
вой мощности. В условиях неравномерного глубокого проникновения выветривания
в тело гранитоидного массива произошло расчленение его на отдельные блоки и после¬
дующее их отторжение и движение вниз по склону под действием силы тяжести.
Предполагается, что именно кора выветривания является той "смазкой", по которой
скользят блоки. Изложенные данные свидетельствуют о возможности разрушения
даже слабо расчлененных массивных низкогорий путем гравитационного расседания
и "расползания".
В качестве вероятного оползня-отторженца ниже рассматривается аномальная фор¬
ма рельефа, выделенная по морфологическим признакам в результате дешифрирова¬
ния крупномасштабных аэрофотоснимков. Он обнаружен в средней части долины
безымянного ручья третьего порядка, текущего с запада на восток и впадающего
в Тауйскую губу между мысами Восточный и Ольский, замыкающими юго-восточную
часть п-ва Старицкого (рис. 6, № 5 на рис. 2).
Геологическое строение и рельеф склона. Согласно геологической карте м-ба
1 : 25000, в бассейне ручья на поверхность выходят в основном гранодиориты нижнего
мела. Лишь в средней части северного склона бассейна закартирована вытянутая
в субширотном направлении полоса шириной около 500 м нижнемеловых слюдистых
метаморфических сланцев. Со стороны долины полоса на карте ограничена тектони¬
ческим нарушением.
Междуречья, замыкающие бассейн ручья с севера, запада и юга, венчаются упло¬
щенными площадками разной ширины с остатками щебнисто-дресвяно-песчаной коры
выветривания - реликтами поверхности выравнивания предположительно плиоценово¬
го возраста. Располагаются эти площадки на разных высотах, сохранность их также
различна. Так, на северном междуречье фрагменты поверхности выравнивания нахо¬
дятся на высотах от 340 до 540 м и имеют меньшие площади, чем на южном, где
занимают уровни от 100 до 240 м. Примерно на той же высоте (160-230 м) наб¬
людаются выровненные площадки и несколько севернее оси долины в западной части
бассейна. Непосредственно под междуречьем высокого уровня на отметках 300-375 м
прослеживается узкая, длиной более километра, наклонная площадка. Все вершинные
поверхности и прилегающие к ним части междуречий сложены гранодиоритами. Такое
высотное соотношение вершинных поверхностей одного возраста и строения, располо¬
женных на небольшой по площади территории, несомненно, свидетельствует о ее
тектонически раздробленном (блоково-ступенчатом) строении. Общей чертой всех ли¬
ний водоразделов бассейна, в том числе осевой, является их понижение с запада на
восток в сторону моря, согласно направлению оси эрозионной формы.
Как следует из приведенных выше данных, бассейн ручья обладает асимметрией
склонов. Выпукло-вогнутый северный существенно длиннее. Его более пологие отрез¬
ки находятся в привершинной и придолинной частях междуречья, наиболее крутой
отрезок совпадает с выходом метаморфических сланцев в средней части.
Срединную часть бассейна занимает массивный, вытянутый вдоль долины останец
междуречья размерами 1300 X 750 м, также увенчанный наклонной плосковершинной
поверхностью высотой 75-160 м. С юга его обтекает, отклоняясь от оси долины при-
105

Рис. 6. Оползень-отторженец мыса Ольского
А - схема дешифрирования аэрофотоснимка масштаба 1 : 21500: 1 - фрагменты поверхности выравнивания плиоценового возраста, 2 - островершинные гребни
междуречий, 3 - скальные останцы (кекуры, монадноки), 4 - тело оползня-отторженца (1) и скального оползня в береговом обрыве (2), 5 - уступ - стенка отрыва
горного блока, 6 - трасса перемещения оползня-отторженца, 7 - АБ - линия геологического разреза, 8 - геоморфологические границы. Б - схема геологического
строения (по данным крупномасштабной съемки), уел. обозначения см. на рис. 6АпВ. В- геологический разрез оползня-отторженца: I - тектонические разрывы (а)
и линия отрыва оползня-отторженца (б), 2 - нижнемеловые биотит-амфиболовые сланцы, 3 - нижнемеловые гранитоиды разных фаз внедрения: кварцевые диориты,
гранодиориты, 4 - кора выветривания, 5 - аллювий, 6 - АБ - линия геологического разреза

мерно на 600 м, основной ручей, с севера - его небольшой правый приток. С севера
и северо-запада к останцу спускаются вогнутые склоны, причем северо-западный склон
начинается относительно крутым участком непосредственно от фрагментов поверхно¬
сти выравнивания. Здесь достаточно четко дешифрируется полуовальная ниша, в ко¬
торую как раз помещается своей северо-западной частью нижележащий останец, если
его переместить к северо-западу на 750 м по горизонтали и на 175 м по вертикали.
Бровка ниши является границей для двух фрагментов поверхности выравнивания
с отметками 150-225 и 275-375 м, разделенных ступенью высотой 50-100 м,
имеющей, по-видимому, тектоническую природу.
Обсуждение и выводы
Генезис рассмотренных скальных обвалов и оползней не требует особых доказа¬
тельств, происхождение этих структур представляется очевидным. Но возникает воп¬
рос о главных факторах, обусловивших их возникновение. Может ли это быть только
результатом саморазвития рельефа в определенных геолого-геоморфологических
условиях или необходимо дополнительное вмешательство постороннего инициирую¬
щего фактора, например, техногенного или сейсмического? Определенная геоморфо¬
логическая позиция рассмотренных объектов: выровненные, плоские междуречья,
ограниченные крутыми, подрезанными гидросетью склонами, создают благоприятные
предпосылки для развития процессов гравитационного расседания междуречий. Этому
способствуют и особенности геологического строения склонов, заключающиеся в том,
что обвальные и оползневые процессы приурочены к коренным вулканическим
и интрузивным породам, сильно дислоцированным, разбитым на многочисленные
крутые и пологие трещины тектоническими разломами, которые создают предпосылки
для развития трещин отседания и гравитационного скольжения крупных блоков горных
пород. Вместе с тем Примагаданье относится к сейсмоактивным регионам, а рассмот¬
ренная территория несет на себе следы достаточно сильного антропогенного воздейст¬
вия, поэтому нельзя исключать влияния и этих факторов, что требует специального
изучения.
Сложнее обстоит дело с обоснованием генезиса и геолого-геоморфологических
условий формирования оползней-отторженцев. Изложенные выше фактические дан¬
ные позволяют предположить следующую последовательность событий: формирова¬
ние равнинно-мелкосопочной региональной поверхности выравнивания —» активизация
дифференцированных тектонических движений, разбивших поверхность выравнивания
в данном месте по меньшей мере на две продольные субширотные ступени —» выра¬
ботка глубокой долины ручья, прорезавшей склон —» отрыв и медленное сползание-
скольжение по слою коры выветривания блока междуречья, оттеснившего русло ручья
примерно на 500-600 м к югу. Возможно, роль смазки сыграла здесь ослабленная зона
слюдистых метаморфических сланцев, ведь именно к ней приурочено основание ниши
отрыва блока.
Как нам кажется, механизм оползания цельных блоков в принципе тот же, что
и описанный Н.И. Соколовым или С.С. Воскресенским. Нами лишь предполагается,
что "смазкой" - слоем, по которому скользят подобного типа блоки, - в Примагаданье
могут быть кора выветривания, слюдистые метаморфические сланцы, другие литоло¬
гические или тектонические ослабленные зоны. Этим фактором мы ограничиваем рас¬
пространенность данного явления. Приведенные выше предположения, разумеется
являются предварительными и должны быть проверены более глубокими исследова¬
ниями. Во всяком случае, признание существования подобного явления поможет объ¬
яснить, например, надвиги коренных блоков на рыхлые осадки в бортах впадин или
положение мелких обособленных сопок в днищах долин, обычно считавшихся денуда¬
ционными останцами.
С точки зрения предполагаемого механизма отседания, отторжения и медленного
оползания частей междуречья была дистанционно изучена (дешифрирование крупно¬
107

масштабных аэрофотоснимков) значительная часть территории Примагаданья, сло¬
женная магматическими комплексами пород. На данном этапе исследования можно
сказать, что оползни-отторженцы характерны в основном для низких выровненных
междуречий, сложенных интрузивными породами и, по крайней мере, частично
прикрытыми корами выветривания. Встречаются подобные структуры достаточно
часто и определяются, как правило, по своему аномальному положению в рельефе,
возможностью "достроить” (восстановить) междуречье по оттесненным долинам
водотоков, наличию уступов или ниш отрыва на склонах. Последние, правда,
сохраняются в рельефе не всегда. По этим признакам в Примагаданье в бассейнах
рр. Каменушка, Окса и др. выделено более 10 оползней-отторженцов.
Заключение
Среди ведущих современных экзогенных процессов широкое проявление и значи¬
тельную долю в массопереносе в горах исследованного района имеют процессы
отседания склонов. Блоки отседания, как правило, приурочены к горным массивам
с выровненными водораздельными поверхностями и выпуклыми денудационными
склонами, подрезанными в основании боковой эрозией водотоков. Благоприятным
фактором для активизации процессов отседания на указанных склонах является
повышенная трещиноватость горных пород, приуроченная к разрывам разного
порядка. В Дукчинских горах можно наблюдать разные фазы процессов отседания - от
первых стадий возникновения рвов до образования оползневых и обвальных тел
в основании склона. Объем перемещенного материала варьирует в широких пределах
и в исследованном районе может достигать 10 млн. м3 и более. Процессы отседа¬
ния склонов данной территории протекают в течение длительного времени (первые
тысячи лет) и могут захватывать значительные объемы денудируемых масс на
глубину порядка первых сотен метров. Изучение скальных оползней кроме
теоретического имеет большое практическое значение для прогнозирования
экстремальных геоморфологических процессов на урбанизированных и осваиваемых
территориях Магаданской области.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Соколов Н.И. О типах смещения скальных трещиноватых пород на склонах // Вопросы устойчивости
склонов (тр. лаб. гидрогеол. пробл. им Ф.П. Саваренского). М.: Изд-во АН СССР, 1953. Т. XXXV.
С. 79-97.
2.	Федоренко В.С. Горные оползни и обвалы, их прогноз. М.: Изд-во МГУ, 1988. 214 с.
3.	Воскресенский С.С. Динамическая геоморфология. Формирование склонов. М.: Изд-во МГУ, 1971.
229 с.
4.	Золотарев Г.С. Инженерно-геологическое изучение береговых склонов и оценка их устойчивости //
Вопросы устойчивости склонов (тр. лаб. гидрогеол. пробл. им. Ф.П. Саваренского). М.: Изд-во
АН СССР, 1953. Т. XXXV. С. 14-35.
5.	Лыкоишн А.Г. Трещины бокового отпора // Бюл. МОИП. Отд. геол., 1953. Т. XXVIII. С. 53-69.
6.	Смирнов В.Н., Галанин А А., Глушкова О.Ю. и др. Каровый морфогенез в горах Северного Приохотья
и проблема диагностики палеосейсмодислокаций / Геоморфология гор и равнин: взаимосвязи и взаи¬
модействие. Краснодар: Изд-во КГУ, 1998. С. 251-253.
7.	Ананьев Г.С., Ананьева Э.Г., Монахов В.Ф. и др. Явления расседания междуречий в северо-западном
Приохотье // Вести. МГУ. Сер. 5, География. 1980. № 2. С. 75-80.
8.	Ананьев Г.С., Ананьева Э.Г., Бодрова О.В. и др. Геоморфологический анализ областей древнего
вулканизма. Владивосток: ДВО АН СССР, 1988. 233 с.
9.	Пахомов А.Ю., Смирнов В.Н. Условия и формы гравитационного расседания низкогорий в Северном
Приохотье // Геоморфология гор и равнин: взаимосвязи и взаимодействие. Краснодар: Изд-во КГУ, 1998.
С. 344-346.
10.	Титов Э.Э. Экзогенный морфогенез в условиях Верхне-Колымского нагорья: Автореф. дис. ... докт.
геогр. наук. М.: МГУ, 1993. 48 с.
108

11.	Галанин А.А., Смирнов В.Н. Современный морфолитогенез и проблема картирования палеосейсмодис¬
локаций в Северном Приохотье // Геоморфология гор и равнин: взаимосвязи и взаимодействие. Крас¬
нодар: Изд-во КГУ, 1998. С. 352-354.
12.	Важенин Б.П. Палеосейсмодислокации в Примагаданье // Сейсмологические и петрографические иссле¬
дования на Северо-Востоке России. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1992. С. 102-120.
СВКНИИ ДВО РАН	Поступила в редакцию
12.10.2001
ROCK LANDSLIDES IN THE MOUNTAINS OF MAGADAN REGION
А.Л. PAKHOMOV, V.N. SMIRNOV
Sum m a г у
New data on the distribution of the rock landslides in the region are represented. The rock landslides may be
divided into several morphodynamic types. The landslide-outlier is described for the first time as a type of breakdown
structures.
Информация
*
В ИНСТИТУТЕ ГЕОГРАФИИ РАН
вышла в свет книга
Рельеф среды жизни человека (экологическая геоморфология) / Э.А. Лихачева,
Д.А. Тимофеев. М.: Медиа-Пресс, 2002. 640 с.
Книга является фундаментальным трудом по экологической геоморфологии. В ней изложены результаты
исследований большого научного коллектива по следующим аспектам: региональная экологическая гео¬
морфология, геоморфология экологического риска, конструктивная геоморфология, геоморфология город¬
ских территорий, эстетическая и рекреационная геоморфология. Предложены новейшие разработки по эко¬
лого-геоморфологической оценке территорий, легенды к картам и оригинальные карты, составленные с
помощью ГИС-технологий, приводятся примеры конкретных исследований.
Книга рассчитана на специалистов по экологической географии и может быть полезна для студентов и
преподавателей географических и геологических специальностей.
По вопросам приобретения обращайтесь в отдел геоморфологии ИГ РАНа (тел. 238-03-60).
УВАЖАЕМЫЕ КОЛЛЕГИ!
Просим Вас присылать нам информацию (в виде кратких аннотаций) о новинках геоморфологической
литературы.
Редколлегия журнала "Геоморфология"
109

Уважаемые авторы!
В связи с переходом на новую технологию набора, редакция сообщает, что с 1 мая
2002 г. изменились правила приема рукописей в редакцию.
Статьи и рисунки (кроме фотографий) предоставляются в электронном виде
(на дискетах) и должны быть распечатаны в двух экземплярах.
ПРАВИЛА ДЛЯ АВТОРОВ
Геоморфология - единственный в нашей стране специальный журнал, посвященный изучению рельефа
Земли и формирующих его процессов. В нем публикуются научные статьи и заметки по вопросам
геоморфологии суши, берегов и дна морей, палеогеоморфологии, статьи, посвященные результатам
использования материалов геоморфологических исследований в народном хозяйстве и применению новых
методов в геоморфологии. Статьи по неотектонике и палегеографии принимаются лишь в том случае, если
рассматриваемые в них вопросы имеют непосредственное отношение к геоморфологии. Дискуссии
приветствуются, но лишь не носящие личного характера и имеющие общенаучный интерес. Журнал не
печатает мнение одного автора о квалификации другого, а лишь замечания по его работе, имеющие чисто
научное значение. В журнале публикуются также рецензии на новые научные работы по перечисленным
вопросам и хроникально-информационные сообщения о состоявшихся научных съездах, конференциях,
совещаниях.
Статьи, представляемые в журнал, должны излагать существенные, законченные и еще не
опубликованные результаты научных исследований.
Редакция просит авторов при подготовке статей руководствоваться изложенными ниже правилами.
Статьи, оформленные не по правилам, будут возвращаться авторам без рассмотрения по существу.
1.	Вся статья, включая таблицы, их шапки и боковики, примечания, заголовки, иностранные вставки,
список литературы, подрисуночные подписи, резюме, сноски, должна быть набрана на компьютере -
шрифт 14 через 1.5 интервала с полями: верхнее - 3 см, нижнее - 2 см, левое - 3 см, правое - 1.5 см.
Большие статьи желательно дробить на разделы с подзаголовками (необходимо четко обозначить
соподчинение подзаголовков между собой). Рукопись представляется в двух экземплярах.
2.	Объем статей, включая подрисуночные подписи и список литературы, не должен превышать: для
работ, имеющих общее значение - 18 стр. текста; для научных сообщений, посвященных частным
вопросам, и работ по методике научных исследований - 12 стр. На отдельной странице к статье прилагается
краткое резюме объемом не более 10 строк для перевода на английский язык, отражающее основную идею
и выводы автора.
Нумерация страниц должна быть сплошной, включая список литературы, таблицы, подрисуночные
подписи и резюме, которые печатаются на отдельных страницах.
3.	Список литературы с порядковыми номерами дается на отдельной странице в конце статьи, не
в алфавитном порядке, а по упоминанию в тексте, независимо от языка, на котором дана работа. В список
литературы включаются только работы, на которые имеются ссылки в тексте статьи. В ссылке на работу,
помечаемой в тексте, дается в квадратных скобках только порядковый номер работы и, если необходимо
(в случае приведения цитаты в тексте) - страница.
Библиографическая справка дается по следующей форме:
I. Книги и статьи из сборников
Аристархова Л.Б. Геоморфологические исследования при поисках нефти и газа. М.: Изд-во МГУ, 1979.
152 с.
Уровень, берега и дно океанов / Клиге Р.К., Леонтьев О.К., Лукьянова С.А. и др. М.: Наука, 1978. 191 с.
Дедков А.П., Мозжерин В.И. Медленные гидротермические движения почвенно-грунтовых масс на склонах
(крип) // Методы полевых геоморфологических экспериментов в СССР. М.: Наука, 1986. С. 77-90.
II. Статьи из журналов
Федоров В.В. Морфоскульптура гайотов хребта Наска // Геоморфология. 1985. № 3. С. 62-69.
Боков В.А., Клюкин А.А. Влияние гидротермических движений на развитие склонов флишевого
низкогорья Крыма // Изв. ВГО. 1987. Т. 119. Вып. 1. С. 53-57.
110

III. Авторефераты диссертаций
Гласко М.П. Соотношение блоковых морфоструктур и современных движений равнинно-платформенных
территорий: Автореф. дис.... канд. геогр. наук. М.: Ин-т географии РАН, 1984. 26 с.
Просьба строго придерживаться этой формы, обращая особое внимание на знаки препинания между
словами.
4.	Единицы физических величин даются по системе СИ.
5.	В десятичных дробях употребляется только запятая, но не точка: 0,35.
6.	Нумерация сносок дается не постраничная, а сквозная цифровая.
7.	Рисунки (штриховые и полутоновые) выполняются на компьютере (всего не более 3-4 рис.),
представляются в двух экземплярах, отдельно от рукописи и ни в коем случае не приклеиваются к ее
страницам. Все рисунки, схемы, графики, карты должны быть четко выполнены в размере, обеспечиваю¬
щем ясность понимания всех деталей. Фотографии - на глянцевой бумаге в двух экземплярах (ксерокопии
фотографий не принимаются!). Надписи на рисунках следует, по возможности, заменять цифровыми или
буквенными обозначениями, объясняемыми в тексте статьи или в подписях к рисункам. На обороте рисунка
указывается его порядковый номер. В тексте статьи даются ссылки на рисунки и таблицы, а их местопо¬
ложение (по первому упоминанию) указывается на левом поле.
8.	Формулы вписываются в текст от руки четко черной тушью. Все элементы формул должны быть
размечены! Следует различать прописные и строчные буквы, когда они одинаковы по начертанию и
отличаются только размерами. Прописные буквы подчеркиваются двумя черточками снизу, строчные -
двумя черточками сверху. Необходимо тщательно выписывать похожие между собой буквы, а также делать
различие между буквой О и нулем (0), для чего последний подчеркивается квадратной скобкой снизу.
Индексы и показатели степеней помещаются строго ниже или выше тех символов, к которым они
относятся, их положение показывается круглой скобкой вниз или вверх; штрихи четко отделяются от
единицы, а единица - от запятой. Греческие буквы подчеркиваются красным карандашом, латинские -
знаком курсива (волнистой линией).
9.	Никакие сокращения слов в тексте, кроме общепринятых сокращений метрических мер, меха¬
нических, тепловых, магнитных и прочих единиц измерений и т.д и т.п. и пр., не допускаются.
В конце статьи автор указывает полностью: фамилию, имя и отчество; место работы; домашний и
служебный адреса, номера телефонов и адрес электронной почты.
В редакцию должны поступить обязательно: 2 экземпляра текста статьи, рисунков и фотографий + дис¬
кета с текстом и дискета с файлами штриховых и тоновых рисунков.
Редакция сообщает, что наборный экземпляр рукописи является окончательным текстом и в после¬
дующем никакая правка не допускается, корректура авторам не рассылается.
111

Главный редактор Д.А. Тимофеев
Редакционная коллегия:
А.М. Берлянт, В. Вад. Бронгулеев, В.А. Брылев, А.П. Дедков,
Ю.В. Ефремов, П.А. Каплин, А.Н. Ласточкин, Е.В. Лебедева (отв. секретарь),
Э.А. Лихачева, А.Н. Маккавеев (зам. гл. редактора), Ю.А. Павлидис, Г.И. Рейснер,
Ю.П. Селиверстов, Ю.Г. Симонов, Г.Ф. Уфимцев, Г.И. Худяков,
Р.С. Чалов, В.П. Чичагов
Зав. редакцией Е.А. Карасева
тел. 238-03-60
Технический редактор Т.Н. Смолянникова
Сдано в набор 20.05.2002 Подписано к печати 28.06.2002 Формат бумаги 70 х 1007|6
Офсетная печать. Усл.печ.л. 9,1 Усл.кр.-отт. 2,7 тыс. Уч.-изд.л. 10,6 Бум.л. 3,5
Тираж 290 экз. Зак. 6377
Свидетельство о регистрации № 0110281 от 8 февраля 1993 г.
в Министерстве печати и информации Российской Федерации
Учредители: Российская академия наук. Отделение океанологии, физики атмосферы и географии РАН.
Институт географии РАН
Адрес редакции: 109017 Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 29
Институт географии РАН, тел. 238-03-60
Адрес издателя: 117997, Москва, Профсоюзная ул., 90
Отпечатано в ППП "Типография "Наука", 121099, Москва, Шубинский пер., 6
112

Глубокоуважаемые читатели!
Ученым, специалистам, преподавателям вузов, аспирантам и студентам вели¬
ким подспорьем в труде всегда служили и будут служить научные статьи и книги.
Помочь им, а также работникам библиотек правильно и оперативно ориентировать¬
ся в издательских проектах призван журнал “Научная книга”, с 1998 г. выпускаемый
четыре раза в год издательством “Наука”.
Журнал “Научная книга”:
-	это достоверный источник информации о сегодняшнем дне российской науки;
-	это оперативные и надежные сведения “из первых рук” о публикациях оте¬
чественных ученых и специалистов;
-	это верный компас в море общеакадемических, региональных и институт¬
ских издательских проектов.
Журнал “Научная книга”:
-	это профессиональная трибуна издателей, полиграфистов, распространите¬
лей научной книги;
-	это интересные, часто уникальные материалы из истории издательской де¬
ятельности как Российской академии наук, так и книгоиздания страны, а также по
актуальным проблемам книговедения;
-	это самые последние официальные материалы и нормативные документы,
регламентирующие профессиональную деятельность российских издателей, поли¬
графистов, книгораспространителей.
9
Журнал “Научная книга”:
-	это увлекательный рассказ о рождении и жизни научной книги на всех эта¬
пах ее развития: от “чернильницы” автора до полки книжного магазина, библиотеки
и до рук ученого, специалиста, любителя научной книги;
-	это самая свежая информация о состоявшихся в стране и за рубежом книж¬
ных и полиграфических выставках, ярмарках, о презентациях новых интересных из¬
даний;
-	это своеобразная “путеводная звезда” в мире научной литературы для уче¬
ных, специалистов и всех книголюбов.
Журнал можно выписать по Объединенному каталогу “Пресса России”, т. 1,
индекс 26099. Возможно также оформление подписки непосредственно в издатель¬
стве “Наука”, тел. (095) 334-74-50.
Отдельные номера журнала можно приобрести в фирме “Наука-Инициатива”,
тел. (095) 334-98-59, а также в редакции (117997, г. Москва, ул. Профсоюзная, д. 90,
к. 327, тел./факс (095) 334-75-21).

УВАЖАЕМЫЕ ПОДПИСЧИКИ ЖУРНАЛОВ
ИЗДАТЕЛЬСТВА “НАУКА”
Подписка на академические журналы издательства “Наука” в I полугодии
2003 г. будет проводиться по той же схеме, по которой она велась во II полугодии
2002 г., - по ценам Объединенного Каталога Прессы России “Подписка-2003” (т. 1)
в отделениях связи, а также по специальным (сниженным) ценам.
Специальные (сниженные) цены предоставляются государственным научно-
исследовательским организациям Российской академии наук, а также их
сотрудникам. В связи с недостаточностью бюджетного финансирования подписка
для других учреждений и их специалистов будет осуществляться на общих
основаниях.
Индивидуальные подписчики академических организаций смогут оформить
подписку по специальным ценам, предъявив служебное удостоверение. Лица,
желающие получать подписные издания непосредственно на свои почтовые
адреса, а также иногородние подписчики смогут оформить ее по специальным
заявкам. Индивидуальная подписка по-прежнему будет проводиться по принципу
“Один специалист - одна подписка”.
Коллективные подписчики академических организаций, перечисленные выше,
для оформления своего заказа должны будут направить в издательство “Наука”
надлежаще оформленные бланк-заказы. При положительном рассмотрении полу¬
ченных заявок оплата производится через отделение банка или почтовым перево¬
дом на основании полученного подписчиками счета ЗАО “Агентство подписки и
розницы” (АПР).
Учреждения РАН, специализирующиеся на комплектовании научных
библиотек академических организаций (БАН, БЕН, ИНИОН), могут осуществить
подписку, как и прежде, непосредственно в издательстве, предварительно
согласовав с ним список пользующихся их услугами организаций и количество
льготных подписок. ,
Лицам и организациям, сохранившим право подписки по специальным ценам,
в соответствии с настоящими условиями, достаточно будет при оформлении
подписки на I полугодие 2003 г. лишь подтвердить заказ, указав в письме номер
своего кода, присвоенного АПР при предыдущем оформлении подписки.
Бланки заказов как коллективных, так и индивидуальных подписчиков будут
приниматься только с печатью организации (оттиск должен быть четким и
читаемым).
Убедительно просим всех индивидуальных и коллективных подписчиков
журналов издательства “Наука”, имеющих право на подписку по специальным це¬
нам, заблаговременно направлять свои заказы и письма по адресу: 117997, ГСП-7,
Москва В-485, Профсоюзная ул., 90, комната 430, факсы: 334-76-50,420-22-20.
Поздно поданная заявка будет оформляться только с соответствующего
месяца.
В конце этого номера журнала публикуются бланки заявок с указанием
цены подписки, доставляемой по Вашему адресу.
Издательство “Наука”

Российская академия наук * Издательство “Наука”
Заявка индивидуального подписчика
на специальную подписку на журналы Издательства “НАУКА”
с доставкой по почте через Агентство подписки и розницы (АПР)
в I полугодии 2003 года
Ф.И.О. (полностью)
Место работы и должность:
Полный почтовый адрес:
телефон:	e-mail
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее)
Индекс
Наименование журнала
На 2003 год по месяцам
(отметьте крестиком)
Кол-во
комп¬
лектов
Итого
сумма в
рублях
январь
февраль
март
апрель
>5
cd
2Е
июнь
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
М. П.
Заполните заявку (копию заявки) и отправьте письмом в Издательство “Наука”
по адресу: 117997, ГСП-7, Мбсква, В-485, Профсоюзная ул., 90, или по факсу (095) 420-22-20,
334-76-50. Информацию о ценах можно узнать в Заявках на специальную адресную подписку,
разосланную в организации, или по телефону для справок: (095) 334-74-50 и 974-11-11.
ВНИМАНИЕ: Оплата заказа производится через отделение банка или почтовым переводом только
после получения подписчиком счета с банковскими реквизитами от ЗАО “Агентство подписки и роз¬
ницы” (АПР) - официального распространителя изданий Издательства “Наука”.
Издательство “Наука” не гарантирует исполнение заказов, если оплата получена после
15 числа предподписного месяца. Отправка заказанных и оплаченных периодических изданий
производится Агентством подписки и розницы в течение 10 дней со дня выхода издания из печати
заказными отправлениями на адрес, указанный в настоящей заявке. Претензии по доставке
периодических изданий направляйте в АПР по адресу: 103009 Москва, Страстной бульвар, дом 4,
офис 94; тел. (095) 974-11-11, факс (095) 209-36-66, e-mail: nauka@apr.ru nauka@apr.msk.su
WWW: HTTP:\\www.apr.ru

Российская академия наук• Издательство “Наука”
Заявка, подписанная руководителем и заверенная печатью организации, направляется письмом в Издательство
“Наука” по адресу: 117997, ГСП-7, Москва, В-485, Профсоюзная ул., 90. Для ускорения обработки Вашего заказа
высылайте копию заявки по факсу (095) 420-22-20 либо по электрон, почте: nauka@apr.ru WWW: HTTP:\\www.apr.ru
Заявка на специальную подписку
на журналы Издательства “НАУКА”
с доставкой по почте через Агентство подписки и розницы (АПР)
в I полугодии 2003 года
Наименование организации (сокращенно и полностью)
Физика. Математика.
Астрономия. Геология.
Технические науки.
Географические науки.
Журналы РАН общего
содержания.
Местонахождение: почтовый индекс	Область (край, респ.)
город	ул.	дом	корп.
код+тел.	факс	e-mail
Полный почтовый адрес организации для писем и бандеролей (если он отличается от адреса местонахождения)
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее)
Просим оформить специальную адресную подписку на отмеченные ниже журналы:
Индекс
Наименование журнала
Кол-во номеров
в полугодие
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
I полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
месяца
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
(10x11)
январь
февраль
март
апрель
май
ИЮНЬ
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70001
Автоматика и телемеханика
6
390
70010
Акустический журнал
3
450
70237
Алгебра и анализ
3
430
70030
Астрономический вестник
3
340
70024
Астрономический журнал
6
490
70053
Биофизика
3
530
70134
Водные ресурсы
3
520
70162
Вулканология и сейсмология
3
340
70217
Геология рудных месторождений
3
370
70218
Геомагнетизм и аэрономия »
3
410
70215
Г еоморфология
2
340
70228
Г еотектоника
3
370
70393
Геоэкология. Инженерная геология, гид¬
рогеология, геокриология
3
390
70253
Дефектоскопия
6
300
70239
Дискретная математика
2
310
70244
Доклады РАН
18
690
70287
Журнал вычислительной математики и
математической физики
6
290
70290
Журнал научной и прикладной фотографии
3
230
70298
Журнал технической физики
6
390
см. продолжение

Индекс
i
Наименование журнала
ш
1
о*
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
I полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
месяца
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
(10x11)
1"
январь
февраль
март
апрель
май
ИЮНЬ
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70303
Журнал экспериментальной
и теоретической физики
6
610
70324
Записки Всероссийского минералогичес¬
кого общества
3
390
70335
Защита металлов
3
340
70406
Известия РАН. Механика жидкости и газа
3
430
70408
Известия РАН. Механика твердого тела
3
430
70351
Известия РАН. Серия географическая
3
430
70355
Известия РАН. Серия математическая
3
460
70356
Известия РАН. Серия физическая
6
410
70405
Известия РАН. Теория и системы управления
3
480
70360
Известия РАН. Физика атмосферы
и океана
3
520
70407
Известия РАН. Энергетика
3
370
70363
Известия русского географического общества
3
300
70420
Исследования Земли из космоса
3
410
70459
Космические исследования
3
370
70447
Кристаллография
3
590
70493
Литология и полезные ископаемые
3
370
70560
Математические заметки
6
240
70512
Математический сборник
6
290
70502
Математическое моделирование
6
300
70571
Микроэлектроника
3
300
70670
Оптика и спектроскопия
6
480
70642
Петрология
3
340
70769
Письма в “Астрономический журнал”
6
310
70768
Письма в “Журнал технической физики”
12
370
70304
Письма в “Журнал экспериментальной и
теоретической физики”
6
370
70748
Поверхность. Рентгеновские, синхро-
тронные и нейтронные исследования
6
370
70706
Прикладная математика и механика
3
500
70556
Проблемы машиностроения и надежнос¬
ти машин
3
310
70741
Проблемы передачи информации
2
310
70776
Радиотехника и электроника
6
370
70797
Расплавы
3
310
73390
Стратиграфия. Геологическая корреляция
3
340
70982
Теоретическая и математическая физика
6
300
70965
Теория вероятностей и ее применение
2
480
70967
Теплофизика высоких температур
3
450
71002
Успехи математических наук
3
390
70361
Физика Земли
6
340
71034
Физика и техника полупроводников
6
400
см. продолжение

Индекс
i
Наименование журнала
Кол-во номеров
в полугодие
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
I полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
месяца
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
(10x11)
январь
февраль
март
апрель
май
ИЮНЬ
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
71059
Физика и химия стекла
3
450
71022
Физика металлов и металловедение
6
340
71058
Физика плазмы
6
370
71023
Физика твердого тела
6
530
71036
Функциональный анализ и его приложения
2
250
71140
Ядерная физика
6
540
ВСЕГО заказано журналов на сумму:
(прописью)
НДС не облагается. (В случае введения НДС на научную периодику Издательство будет вынуждено провести
соответствующую корректировку на подписную цену.) Оплату гарантируем на расчетный счет ЗАО “Агентство
подписки и розницы” в течение 5 банковских дней после получения счета.
ДИРЕКТОР ОРГАНИЗАЦИИ
ГЛАВНЫЙ БУХГАЛТЕР
lfl.fl.
ВНИМАНИЕ: Оплата заказа производится только после получения счета от ЗАО "АПР". Издательство “Наука” не
гарантирует исполнение подписных заказов, если оплата получена после 15 числа предподписного месяца.
Отправка заказанных и оплаченных периодических изданий производится Агентством подписки и розницы в течение
10 дней со дня выхода издания из печати заказными отправлениями на адрес, указанный Организацией в настоящей
заявке. Претензии по доставке периодических изданий направлять в АПР по адресу: 103009 Москва, Страстной бульвар,
дом 4, офис 94;
тел. (095) 974-11-11, факс (095) 209-36-66, e-mail: nauka@apr.ru nauka@apr.msk.su WWW: HTTP:\\www.apr.ru

Российская академия наук * Издательство “Наука”
Заявка, подписанная руководителем и заверенная печатью организации, направляется письмом в Издательство
“Наука” по адресу: 117997, ГСП-7, Москва, В-485, Профсоюзная ул., 90. Для ускорения обработки Вашего заказа
высылайте копию заявки по факсу (095) 420-22-20 либо по электрон, почте: nauka@apr.ru WWW: HTTP:\\www.apr.ru
Заявка на специальную подписку
на журналы Издательства “НАУКА”
с доставкой по почте через Агентство подписки и розницы (АПР)
в I полугодии 2003 года
Химические науки.
Биологические науки.
Журналы РАН общего
содержания.
Наименование организации (сокращенно и полностью)
Местонахождение: почтовый индекс	Область (край, респ.)
город	ул.	дом	корп.
код+тел.	факс	e-mail
Полный почтовый адрес организации для писем и бандеролей (если он отличается от адреса местонахождения)
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее)
Просим оформить специальную адресную подписку на отмеченные ниже журналы:
Индекс
Наименование журнала
m
о.®
§!
*>>
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
1 полугодие
Цена одного
месяца
ИТОГО
сумма в
рублях
1"
январь
февраль
март
апрель
май
июнь
(4+5+6+7+8+Э)
(в руб.)
(10x11)
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70008
Агрохимия
6
300
70112
Биологические мембраны
3
520
27233
Биология внутренних вод
2
|
330
71151
Биология моря
3
410
71150
Биоорганическая химия
з
390
70054
Биохимия
6
370
70056
Ботанический журнал
6
370
70147
Вопросы ихтиологии
3
460
70178
Высокомолекулярные соединения
6
450
70211
Г енетика
6
390
70219
Г еохимия
6
340
70284
Журнал аналитической химии
6
390
70286
Журнал высшей нервной деятельности
им. И. Павлова
3
460
70293
Журнал общей биологии ^
3
430
70294
Журнал общей химии
6
460
70301
Журнал органической химии
6
430
70296
Журнал прикладной химии
6
440
70299
Журнал физической химии
6
550
70302
Журнал эволюционной биохимии и фи¬
зиологии
3
370
70333
Зоологический журнал
6
|
|
|
330
70350
Известия РАН. Серия биологическая
3
460
70430
Кинетика и катализ
3
540
70438
Коллоидный журнал
3
520
71057
Координационная химия
6
|
1
|
370
см. продолжение

Индекс
Наименование журнала
Кол-во номеров
в полугодие
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
I полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
месяца
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
(10x11)
январь
февраль
март
апрель
май
ИЮНЬ
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70495
Лесоведение
3
340
70561
Микология и фитопатология
3
340
70540
Микробиология
3
480
70562
Молекулярная биология
3
490
88744
Нейрохимия
2
560
70359
Неорганические материалы
6
390
70617
Нефтехимия
3
370
70669
Океанология
3
500
70676
Онтогенез
3
310
70690
Палеонтологический журнал
3
410
70743
Паразитология
3
300
70701
Почвоведение
6
I
I
I
370
70740
Прикладная биохимия и микробиология
3
410
70773
Радиационная биология. Радиоэкология
3
370
70777
Радиохимия
3
450
70786
Растительные ресурсы
2
410
71024
Российский физиологический журнал
им. И. Сеченова
6
370
70810
Сенсорные системы
2
310
70981
Теоретические основы
химической технологии
3
370
71003
Успехи современной биологии
3
300
71007
Успехи физиологических наук
2
|
370
71025
Физиология растений
3
540
71152
Физиология человека
3
540
71068
Химическая физика
6
|
|
I
340
71051
Химия высоких энергий
3
340
71052
Химия твердого топлива
3
370
71063
Цитология
6
310
71113
Электрохимия
6
370
71110
Энтомологическое обозрение
2
590
ВСЕГО заказано журналов на сумму:
(прописью)
НДС не облагается. (В случае введения НДС на научную периодику Издательство будет вынуждено провести
соответствующую корректировку на подписную цену.) Оплату гарантируем на расчетный счет ЗАО “Агентство
подписки и розницы” в течение 5 банковских дней после получения счета.
ДИРЕКТОР ОРГАНИЗАЦИИ
ГЛАВНЫЙ БУХГАЛТЕР	**
ВНИМАНИЕ: Оплата заказа производится только после получения счета от ЗАО "АПР". Издательство “Наука” не
гарантирует исполнение подписных заказов, если оплата получена после 15 числа предподписного месяца.
Отправка заказанных и оплаченных периодических изданий производится Агентством подписки и розницы в течение
10 дней со дня выхода издания из печати заказными отправлениями на адрес, указанный Организацией в настоящей
заявке. Претензии по доставке периодических изданий направлять в АПР по адресу: 103009 Москва, Страстной бульвар,
дом 4, офис 94;
тел. (095) 974-11-11, факс (095) 209-36-66, e-mail: nauka@apr.ru nauka@apr.msk.su WWW: HTTP:\\www.apr.ru

Индекс 70215
«НАУКА»
ISSN 0435-4281 Геоморфология, 2002, № 3