Геоморфология №4 за 2001 год

Tags: геоморфология журнал геоморфология

ISBN: 0435-4281

Year: 2001

Similar

Геоморфология №4 за 1998 год

Геоморфология №4 за 1999 год

Геоморфология №4 за 1997 год

Геоморфология №4 за 2000 год

Text

Российская академия наук
ISSN 0435-4281
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
2001
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
ИЙСКЛЯ ЖУРНАЛ ОСНОВА1
демия 15 1970 1О'1
К ВЫХОДИ
КВА ОКТЯБРЬ-ДЕКАБРЬ 4 РАЗА В ГО,
№4 - 2001
СОДЕРЖАНИЕ
Агатова А.Р. Общегеологические принципы в геоморфологическом исследовании............... 3
Экологическая геоморфология
Матвеев А.В., Нечипоренко Л.А. Современные экстремальные (опасные) геоморфологические
процессы на территории Беларуси..................................................... 10
Яценко Р.И. Выделение морфолитосистем для эколого-ландшафтного районирования (на примере
Верхнеджидинского природного района, Байкальский регион)............................ 17
Геоморфология и народное хозяйство
Гаджиев В.Д. Роль палеогеоморфологических исследований в поисках месторождений полезных
ископаемых на Малом Кавказе и в Талыше.............................................. 25
Иванов Н.Н. Развитие рельефа дорожных ландшафтов и его устойчивость (на примере степных
районов Нижнего Дона и Северного Кавказа)........................................... 33
Сурков В.В. Влияние дноуглубительных работ на эволюцию разветвленных участков р. Оби. 38
Методика научных исследований
Болысов С.И., Полынова О.Е. Биоиндикационные методы в геоморфологии.................... 46
Научные сообщения
Блинкова О.А. Морфология подводных каньонов Западно-Кавказского района Черного моря.. 51
Лихачева Э.А., Маккавеев А.Н., Курбатова Л.С. Древние и современные процессы в долине реки
Неглинной........................................................................... 58
Николаева С.Б. Палеосейсмические проявления в северо-восточной части Балтийского щита и их
геолого-тектоническая позиция....................................................... 66
Чичеров А.Л. О распространении карстовых форм рельефа в Восточной пустыне Египта....... 75
История науки
Зорина Е.Ф., Любимов Б.П., Никольская И.И., Прохорова С.Д., Чалов Р.С. Географические
исследования овражной эрозии (к 90-летию со дня рождения Б.Ф. Косова)............... 82
Рецензии
Лымарев В.И. Прошлое, настоящее и будущее берегов России............................... 88
Потери науки
Дмитрий Васильевич Борисевич (1912-2000)............................................... 90
Хроника
Постоленко Г.А. Экзогенез и полезные ископаемые на XII Международном совещании по геологии
россыпей и месторождений кор выветривания........................................... 91
Содержание № 1-4, 2001................................................................. 94
© Российская академия наук,
Отделение океанологии, физики атмосферы и географии.
Институт географии, 2001 г.
1
GEOMORPHOLOGY
RUSSIAN
ACADEMY
OF SCIENCES
MOSCOW
QUARTERLY
FOUNDED 1970
OCTOBER - DECEMBER
№ 4 - 2001
CONTENTS
Agatova A.R. General geologic principles in geomorphologic analysis................................. 3
Ecological geomorphology
Matveyev A.V., Nechiporenko L.A. Recent dangerous geomorphologic processes within the territory
of Belarus......................................................................................... 10
Yatsenko R.L Morpholithosystems and landscape regionalization in the Upper Dzhida natural district (Baikal
region)............................................................................................ 17
Applied geomorphology
Gadzhiev V.D. The paleogeomorphologic investigations in the mineral exploration at the Lesser Caucasus and
Talysh............................................................................................. 25
Ivanov N.N. Landforms stability and development in the road landscape (the Low Don steppe and Norh
Caucasus as an exapmle)............................................................................ 33
Surkov V.V. The impact of dredging on evolution of the branching channel segments of the Ob'....... 38
Methods of reseach
Bolysov S.I., Polynova O.E. Bioindicational methods in geomorphology............................... 46
Short communications
Blinkova O.A. Morphology of submarine canyons in the West-Caucasus region of the Black Sea......... 51
Likhacheva E.A., Makkaveyev A.N., Kurbatova L.S. Ancient and recent processes in the Neglinnaya river
valleey............................................................................................ 58
Nikolaeva S.B. Paleoseismic dislocations of the northeastern part of the Baltic Schield and their geological-
tectonic position.................................................................................. 66
Chicherov A.L. Karst landform distribution in the Eastern Desert of Egypt.......................... 75
History of science
Zorina E.F., L’ubimov B.P., Nikol’skaya LI. Prokhorova S.D., Chalov R.S. Geographical research
of gully erosion (to the 90-th anniversary of B.F. Kosov).......................................... 82
Rewievs
Lymarev V.L Past, present and future of the sea shores of Russia................................... 88
Obituaries
Dmitry Vasil’evich Borisevich (1912-2000).......................................................... 90
Chroniclle
Postolenko G.A. The problems of exogenesis and minerals at the XII International Symposium on placers'
geology and depossits of the crust of weathering................................................... 91
Contents № 1-4, 2001.............................................................................. 94
2
№4
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
октябрь - декабрь
2001
УДК 551.4.011
© 2001 г. А.Р. АГАТОВА
ОБЩЕГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРИНЦИПЫ В ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОМ
ИССЛЕДОВАНИИ
Геоморфологический анализ включает в себя большое количество разнообразных
методов, изучающих взаимосвязь рельефа с геологическим строением, неотектони-
ческими движениями, климатом, коррелятными рыхлыми отложениями, современ-
ными экзогенными процессами. Комплексное использование этих методов дает воз-
можность подойти к изучению рельефа с позиции системного подхода, суть которо-
го - определение свойств целого через взаимодействие его частей. Однако сложность
природных объектов, их малая доступность, неодинаковые условия наблюдения
нередко обусловливают расхождения в результатах, полученных различными иссле-
дователями. Зачастую эти расхождения определяются выбором неадекватного метода
исследования либо его неверным использованием. Исправить такую ситуацию воз-
можно только усилением внимания к методике исследований. Для наиболее оптималь-
ного выбора и корректного применения того или иного метода необходимо иметь
четкое представление о принципах, лежащих в его основе.
По содержанию научные принципы можно разделить на общеметодологические,
лежащие в основе любого исследования, и общегеологические, применимые к раз-
личным наукам о Земле, в том числе и к геоморфологии. Отдельно выделяют
операционные принципы, которые, как правило, представляют собой необходимые
условия процедуры картографирования и отличаются от общих принципов тем, что
не формулируют предметное понятие, а содержат указание на то, как должно быть
и как следует поступать в том или ином случае [1]. В данной статье основное внима-
ние будет уделено общегеологическим принципам и особенностям их использования
в геоморфологических исследованиях.
К общегеологическим принципам относятся положения, составляющие основу
большинства разделов геологии: тектоники, стратиграфии, палеонтологии и т.д.
Существует целый ряд методических изданий [1-3], раскрывающих суть этих исход-
ных положений и область их применения в этих дисциплинах. Ни один из этих
принципов не был сформулирован в результате именно геоморфологических исследо-
ваний, однако многочисленные фактические данные подтверждают, что они верны и
для геоморфологии, и именно на них базируются все современные геоморфоло-
гические методы. В процессе изучения конкретного участка земной поверхности
у автора этой статьи возникла необходимость более четко определить области
использования основных общегеологических правил в геоморфологическом исследо-
вании. Несмотря на то, что нижеследующие выводы были получены при анализе
рельефа высокогорного района Алтая, они принципиально верны для любого типа
земной поверхности.
К общеметодологическим принципам, которые являются базовыми не только
в геологии и ее разделах, но и во всех исторических науках, относится принцип
актуализма. Идеи, лежащие в основе принципа актуализма, берут свое начало от
Дж. Геттона, однако его общепризнанным автором является Ч. Лайель. Ему принад-
лежит первоначальная формулировка этого принципа, данная в труде ’’Принципы
3
геологии”: ’’Силы, ныне действующие как на земной поверхности, так и под нею,
могут быть тождественны по роду и степени с теми, которые в отдаленные эпохи
производили геологические изменения” (цитата по [4]). Его суть заключается в том,
что познание настоящего помогает уяснить прошлое и потенциальное будущее. В то
же время и прошлое помогает в какой-то мере уяснить настоящее. Ныне действую-
щие силы могут быть использованы для объяснений явлений прошлого, хотя из
определения принципа не следует, что только они могут использоваться для этой
цели, так как Ч. Лайель не отрицал частные геологические катастрофы. Принцип
Ч. Лайеля лежит в основе актуалистического (сравнительно-исторического) метода,
широко использующегося в исторических исследованиях.
Однако многочисленные данные свидетельствуют об изменчивости во времени
источников энергии, определяющих проявление экзогенных процессов: солнечного
излучения, гравитационных и ротационных сил, теплового, газового, радиационного
потоков из земных глубин. Признание принципиальных качественных различий части
или всех экзогенных процессов прошлого по сравнению с ныне наблюдаемыми
накладывает ограничения на использование актуалистического метода в геоморфо-
логии [5]. В результате анализа, предпринятого рядом исследователей [6-8], были
получены выводы, что на протяжении последних 150-200 млн. лет принципиальных
различий в природных процессах не было. Поэтому ’’происходящее сейчас может
быть использовано для объяснения сходных явлений и образований, осуществленных
или зафиксированных в течение кайнозойского и почти всего мезозойского времени".
По мнению большинства ученых, это ’’время проявления единого альпийского мега-
цикла рельефо- и покровообразования, этап развития Земли с однотипным составом
атмосферы, близким составом растительного и почвенного покровов, сходными
соотношениями материковых и океанических масс при ином их пространственном
распределении” [9, с. 20].
На примере горного района Алтая был рассмотрен этап рельефообразования,
включающий формирование всех наблюдаемых в настоящий момент элементов
рельефа. Отсчет этого этапа ведется с начала деформации последней регионально
развитой поверхности выравнивания, то есть охватывает почти весь кайнозой.
Но даже внутри кайнозоя своей неповторимостью выделяется плейстоценовый
период, в течение которого произошла резкая смена климата. Характерной чертой
плейстоцена является активное участие в осадконакоплении и рельефообразовании
криогенных и ледниковых процессов. Таким образом, в рамках интересующего нас
интервала времени принцип актуализма имеет довольно ограниченное применение.
Он был использован, например, для реконструкции таких многократных в плейсто-
цене явлений как оледенения: помимо современных ледников долины многих горных
районов сохранили следы древних оледенений. От последнего из них современное
оледенение отличается лишь размерами, и, несмотря на значительное сокращение,
большинство современных ледников сохранило все признаки гляциальной системы.
Являясь реликтами огромных ледников позднеплейстоценового оледенения, они
представляют собой их уменьшенные копии. Не изменился и характер оледенения -
среди крупных ледников преобладают ледники долинного типа. Поэтому в палеогля-
циологических реконструкциях вполне закономерно использование знаний о развитии
современных ледниковых систем для построения моделей древнего оледенения
(естественно, с учетом особенностей оледенения каждой эпохи). Кроме того, в со-
временном оледенении Земли до сих пор имеются аналоги всех типов оледенений,
существовавших ранее, что помогает реконструировать оледенение для тех районов,
где его тип изменился по сравнению с прошлым.
Принцип необратимости геологической эволюции, один из наиболее общих, выте-
кает из диалектического закона развития - закона отрицания отрицания, сформули-
рованного К. Марксом в следующих словах: "Ни в одной области не может происхо-
дить развитие, не отрицающее своих прежних форм существования” (цитата по [3]).
И даже повторение пройденных уже ступеней развития - это не буквальный возврат
4
к старому, так как вновь созданное часто имеет только формальное сходство со
старым. Положение о необратимости процесса развития в биологии впервые было
высказано Ч. Дарвином в его известном труде ”Происхождение видов” в 1859 году.
Несколько позднее оформилась идея о необратимости эволюции Земли и ее геосфер,
включая литосферу и ее поверхность. Аналитическая геоморфологическая карта,
отражающая не результаты мысленных обобщений и выводы, а реально сущест-
вующие в природе объекты, во всей полноте демонстрирует все стадии развития
рельефа - от возникновения одних его граней за счет разрушения существовавших
ранее, до почти полного уничтожения других поверхностями последующего образо-
вания. Так, несмотря на цикличность явления, каждое следующее оледенение кроме
того, что может отличаться от предыдущего по причинам возникновения, силе и пло-
щади распространения, каждый раз накладывается на уже измененный предыдущим
оледенением и процессами межледниковья рельеф. Оно происходит в отличной
от предыдущего оледенения геоморфологической обстановке и формирует новые
грани в рельефе, не повторяя в точности старые. Это позволяет различать поверх-
ности одного происхождения, но разного возраста; и наряду с принципом актуализма
принцип необратимости геологической эволюции лежит в основе создания палео-
реконструкций, или палеогеоморфологического метода, призванного восстановить
стадии развития рельефа.
Принцип лито динамической сукцессии (в стратиграфии - принцип палеонто-
логической сукцессии Жиро-Сулави - В. Смита) может рассматриваться как произ-
водный от более общего принципа необратимости геологической эволюции. В гео-
морфологии последовательная смена ведущих экзогенных процессов в пространстве-
времени, создающих характерные именно для этих процессов формы рельефа,
названа Л.Н. Ивановским ’’литодинамической сукцессией” [10]. Необратимость про-
цессов развития в неорганическом мире обнаруживается значительно труднее, чем в
животном мире, однако сравнение современного рельефа с палеорельефом дает
основания предполагать последовательную смену условий, в которых каждый раз
формируется новая земная поверхность, никогда не повторяющая в точности старую.
Современный рельеф Алтая, состоящий из множества граней, образованных дейст-
вием сменяющих друг друга процессов, отражает последовательное развитие земной
поверхности с момента деформации последней поверхности выравнивания. Приме-
нение принципа литодинамической сукцессии на практике позволяет определять
возраст элементов рельефа по их соотношению друг с другом в разных частях обшир-
ной территории, имеющей, однако, единое происхождение. Установив сходство в по-
следовательности образования граней или форм рельефа в одной ее части с после-
довательностью уже известных датированных граней или форм в другой части этой
территории, мы вправе считать эти две последовательности одновозрастными и при-
своить первой из них возраст второй. В данном случае действия геоморфолога
аналогичны действиям палеонтолога или палинолога, установивших в изучаемом ими
разрезе ту же смену фаунистических или палинологических комплексов, что и в стра-
тотипическом разрезе.
Область применения одного из важнейших принципов стратиграфии принципа фа-
циальной дифференциации о дно возрастных отложений, установленного А. Грессли
и Э. Реневье, имеет значительно более широкое распространение, не ограничиваясь
стратиграфией, и в геоморфологическом аспекте он мог бы именоваться как принцип
латеральной дифференциации одновозрастных форм рельефа. Его суть заключается
в том, что одновозрастные, сменяющие друг друга в пространстве (в "горизонтальном
направлении”) формы рельефа могут быть созданы различными процессами или
разнонаправленным действием (т.е. денудацией или аккумуляцией) одного и того же
процесса. Одновременно образуются осыпной лоток и осыпной конус. Аккумуля-
тивные поверхности тектоногенных моласс образуются по геологическим меркам
одновременно с тектоническими уступами за счет их разрушения. Ледниковые отло-
жения и формы рельефа увязываются с приледниковыми и внеледниковыми образо-
5
ваниями: экзарационному склону фактически соответствует комплекс конечных и
боковых морен, террасы, созданные талыми ледниковыми водами, выклиниваются
ниже по течению и в устье замещаются дельтой. Этот принцип лежит в основе
морфофациального метода, или метода коррелятных отложений, который позволяет
датировать по рыхлым отложениям генетически связанные с ними элементы рельефа
(как денудационной, так и аккумулятивной природы). В то же время, этот принцип
дает возможность датировать элементы рельефа совершенно разного генезиса, при
условии установления одновременности их образования. Так, на южной периферии
Чуйской межгорной впадины широко распространены позднеплейстоценовые
моренные формы рельефа. На противоположном борту впадины в силу особого
микроклимата ледники были гораздо меньше, поэтому в то же самое время на
северном борту впадины накапливались мощные грубообломочные коллювиальные и
пролювиальные отложения. Установив одновременность образования совершенно
разных форм рельефа - моренных валов и коллювиально-пролювиальных конусов и
шлейфов, мы можем применить к последним те же абсолютные датировки, что и для
морен.
Принцип неполноты геологической летописи впервые был сформулирован
Ч. Дарвином в книге ”Происхождение видов”, где он высказал мысль о том, что
в геологических напластованиях запечатлена, вероятно, лишь меньшая часть геоло-
гической истории, а большая часть геологического времени приходится на перерывы,
в течение которых были уничтожены значительные по мощности и времени
накопления осадки. При этом наряду с крупными перерывами, которые фиксируются
несогласиями, важно учитывать бесчисленные мелкие перерывы, обусловленные
прерывистостью самого процесса осадконакопления. Перерывы и несогласия сами
могут рассматриваться в качестве документа исторической геологии, получающего то
или иное толкование [3].
Применительно к геоморфологии принцип неполноты геологической летописи
означает, что наиболее полную информацию можно получить лишь о периоде, за
который произошло формирование всех наблюдаемых в настоящий момент разно-
возрастных граней рельефа.
О поверхности литосферы в далеком прошлом можно судить лишь по геологи-
ческим данным - были ли на этом месте горные сооружения, или в это время здесь
существовал бассейн осадконакопления. Информация о тектоническом режиме и кли-
мате является основной для реконструкций обстановок ранних этапов рельефо-
образования.
О недавнем прошлом облике земной поверхности мы можем судить, учитывая
величины денудационного среза (морфодинамический метод) и амплитуды текто-
нических движений (морфотектонический метод). Некоторые черты палеорельефа
возможно восстановить по отложениям и формам погребенного рельефа на осно-
вании данных бурения и геофизических исследований.
Даже в современном рельефе далеко не всегда сохранена непрерывная последо-
вательность формирования от наиболее древних слагающих его поверхностей до
самых молодых, развивающихся в настоящий момент. Образование новых граней
рельефа всегда происходит за счет разрушения (деформации, замещения или нало-
жения) уже существующих поверхностей. В начале формирования горной страны
происходит изгибание и разрыв доорогенной поверхности выравнивания. Горные
хребты еще в начале формирования подвергаются эрозионному расчленению.
Выработанные эрозией склоны видоизменяются в ходе оледенения. Одновременно
с этим могут продолжаться локальные тектонические подвижки, нарушающие уже
оформившуюся сеть долин. После деградации ледников экзарационные склоны вновь
преобразуются под действием эрозии и склоновых процессов. В случае сохранения
фрагментов древних поверхностей мы можем найти в рельефе следы всех этих
событий и, опираясь на датированные реперные поверхности, восстановить историю
развития рельефа. Степень сохранности первоначальных поверхностей определяет
6
точность реконструкции. При уничтожении поверхностей и при отсутствии геоло-
гических доказательств - коррелятных отложений, подтверждающих существование
этапа, в течение которого эти поверхности были сформированы, мы теряем воз-
можность судить об этом этапе, он безвозвратно "выпадает” из ряда событий.
Примером этому может служить ситуация с количеством оледенений Горного
Алтая. Поскольку высокие горные сооружения существовали на Алтае уже к концу
неогена, в его пределах, вероятно, проявились все оледенения четвертичного периода.
Сохранность древних поверхностей ледникового происхождения в высокогорных
долинах показывает, что каждое последующее оледенение значительно уничтожало
следы предыдущего, и наиболее полно представлено лишь последнее. Дополни-
тельную информацию о количестве оледенений можно получить при изучении
отложений на водоразделах и в межгорных впадинах при условии благоприятной для
сохранения ледниковых отложений обстановки и их корректной расшифровки.
Однако без надежных доказательств все предположения остаются лишь предполо-
жениями, и сегодня с уверенностью можно говорить только о двух значительных
событиях, зафиксированных в строении современного рельефа. Чтобы получить
наиболее полное представление о ледниковой эпохе, необходимо привлечение и сопо-
ставление комплекса данных: палинологического анализа, дендрохронологии, лихено-
метрии, археологических находок, данных бурения глубоководных долгоживущих
озер и т.д.
В то же время, несмотря на очевидную неполноту геоморфологической летописи,
морфостратиграфический метод, использующий формы рельефа в качестве страти-
графических единиц, продолжает оставаться на сегодняшний день одним из наиболее
информативных для палеогляциологических реконструкций на территории Горного
Алтая. Предложения отказаться от "традиционной моренной геоморфологии" и пе-
рейти на имитационные балансовые модели, оперирующие величиной депрессии
снеговой линии [11] кажутся нам менее обоснованными, так как без подтверждения
в реальном рельефе или отложениях сама по себе модель имеет ценность лишь как
продукт усилий человеческого мозга. Тем более, данные для определения депрессии
снеговой линии в прошлом частично основываются на геоморфологических
критериях: абсолютных высотах днищ каров и цирков, положении конечных и ста-
диальных морен. Этот метод призван дополнять, а не отвергать данные геомор-
фологии.
Принцип последовательности образования геологических тел - один из фунда-
ментальных принципов геологии, впервые сформулированный в 1869 в диссертации
Н. Стенона для слоистых толщ, а в дальнейшем распространенный на последова-
тельность образования геологических тел вообще. Суть этого принципа заключается
в том, что "временные отношения раныпе/позже между геологическими телами
определяются их первичными пространственными отношениями и (или) генетиче-
скими связями" (цитата по [12]).
В геоморфологии, объектом исследования которой является земная поверхность,
этот принцип является руководящим при определении последовательности форми-
рования элементов рельефа. При этом ранг анализируемых объектов определяется
целью исследования - это могут быть как грани рельефа, так и состоящие из них
формы рельефа. Положение их в пространстве, углы наклона, очертания, размеры,
приуроченность одних к другим, ориентировка, характер границ между ними - все это
позволяет судить о природных связях и последовательности формирования состав-
ляющих земную поверхность элементов. Геоморфологическая карта, отражающая
реальные природные объекты, подобна шлифу горной породы. Минералог, как и гео-
морфолог, определяет последовательность формирования зерен по тому же прин-
ципу - анализируя характер границ между ними.
В Горном Алтае, где имеются считанные абсолютные датировки моренных отло-
жений, возраст морен определяется главным образом по их соотношению друг
с другом и вмещающими формами рельефа. Таким образом, принцип последова-
7
тельности образования элементов рельефа лежит в основе морфостратиграфического
метода - установления последовательности событий с использованием форм рельефа
в качестве стратиграфических единиц.
Принцип возрастной миграции граничных поверхностей геологических тел впер-
вые был сформулирован Н.А. Головкинским [13] как результат его стратиграфи-
ческих исследований. В основе этого принципа лежит положение о неодновремен-
ности образования литологически однородных слоев. Разновозрастность различных
частей одного и того же слоя он считал обусловленной самим механизмом
слоеобразования в условиях перемещения береговой линии бассейна осадконакоп-
ления. Из этого следует, что хронологические горизонты косвенно пересекают все
другие.
Примером асинхронности геоморфологических поверхностей, представляющих
собой аналог геологического тела в геологии или слоя в стратиграфии, может
служить последняя поверхность выравнивания. Ее абсолютный возраст может разли-
чаться даже в пределах одной горной страны. Так, на основании палеокарполо-
гического анализа было установлено, что в тектонически стабильных районах
предгорий Алтае-Саянской горной области формирование пенеплена продолжалось
несколько дольше, чем в тектонически активных районах, где неотектонический этап
начался раньше [14]. Это подтверждает то, что формирование поверхностей вырав-
нивания на большой территории не происходило синхронно, и в отдельных районах
они имеют скользящие стратиграфические границы. Даже когда удается определить
единый (относительный) возраст поверхности выравнивания, не следует забывать, что
это единство - следствие усреднения, так как возрастной интервал формирования
поверхности охватывает обычно несколько десятков миллионов лет [15].
Чем крупнее рассматриваемая территория, тем сильнее проявляют себя законы
асинхронности и пространственной неоднородности. Однако даже в пределах одной
ледниковой долины действует тот же принцип: в ходе дегляциации гравитационные
процессы начинают разрушать экзарационные склоны в низовьях и продвигаются
вслед за отступающим ледником вверх по долине. Создаваемая ими поверхность,
единая в генетическом плане, имеет разный возраст в верхней и нижней частях доли-
ны, что обусловлено самим механизмом ее формирования. В свою очередь формы
рельефа, создаваемые склоновыми процессами, имеют, как заметил Л.Н. Ивановский
[16], два возрастных рубежа: время возникновения и современное скользящее время.
Естественно, что разновозрастностью отдельной локально развитой геоморфологи-
ческой поверхности часто можно пренебречь. Однако с разновозрастностью регио-
нальных поверхностей необходимо считаться.
За возраст геоморфологической поверхности мы принимаем интервал времени от
начала ее наложения или врезания в существовавшие прежде поверхности до начала
ее разрушения поверхностями последующего образования. Следует заметить, что
реликты поверхности выравнивания, разнесенной тектоническими движениями на
разные уровни, продолжительное время сохраняют свойства этой поверхности,
и именно благодаря этому мы можем выделить их в современном рельефе, но смена
сформировавших ее процессов произошла уже безвозвратно. В новых условиях
реликты древней поверхности подвергаются другим экзогенным процессам, которые
ведут не к созданию, а уже к ее разрушению (или консервации). То есть, несмотря
на сохранение первичных свойств в пределах сохранившихся фрагментов, поздней
границей существования этой поверхности является время начала ее тектонической
деформации.
Совершенствование наших представлений о законах строения и развития геоло-
гических (геоморфологических) объектов по мере пополнения экспериментальных
данных и их обобщения - одно из необходимых условий процесса познания. Очевидно,
что применение общегеологических принципов в геоморфологических исследованиях
в действительности значительно шире, и можно как дополнять их список, так и разра-
батывать уже перечисленные положения.
8
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Чиков Б.М. Основы методологии тектонического районирования. Новосибирск: Наука, 1985. 156 с.
2. Николов Т. Биостратиграфия. София: Наука и искусство, 1977. 314 с.
3. Степанов ДЛ., Месежников М.С. Общая стратиграфия (Принципы и методы стратиграфических
исследований). Л.: Недра, 1979. 423 с.
4. Круть И.В. Исследование оснований теоретической геологии. М.: Наука, 1973. 201 с.
5. Марков К.К. Палеогеография. М.: Госуд. изд-во географ, литературы, 1951.276 с.
6. Проблемы генезиса бокситов / Г.И. Бушинский. М.: Наука, 1975. 316 с.
7. Селиверстов Ю.П. Эволюция рельефа и покровных образований влажных тропиков Сахарской
платформы. Л.: Недра, 1978. 239 с.
8. Проблемы теории образования коры выветривания и экзогенные месторождения / В.И. Смирнов. М.:
Наука, 1980. 279 с.
9. Сваричевская З.А., Селиверстов Ю.П. Эволюция рельефа и время: Геоморфологическая хронология.
Л.: Изд-во ЛГУ, 1984. 240 с.
10. Ивановский Л.И. Экзогенная литодинамика горных стран. Новосибирск: Наука, 1993. 160 с.
11. Рудой А.Н. Четвертичная гляциология гор Центральной Азии: Дисс. ... докт. геогр. наук. Томск:
Томский гос. ун-т. 1995. 164 с.
12. Мейен С.В. Введение в теорию стратиграфии / Геологический институт АН СССР (Деп.). М.: ВИНИТИ,
№ 1749-74. 1974. 185 с.
13. Головкинский Н.А. О пермской формации в центральной части Камско-Волжского бассейна // Мате-
риалы для познания геологии России, 1868, Т. 1. 144 с.
14. Вдовин В.В. Поверхности выравнивания Алтае-Саянской горной области / Поверхности выравнивания
гор Сибири. Новосибирск: Наука, 1971. С. 93-114.
15. Кашменская О.В. Рельеф и системный подход И Системный анализ рельефа Сибири. Новосибирск:
Наука, 1985. С. 38-66.
16. Ивановский Л.Н. Значение коррелятных отложений в изучении современных экзогенных процессов
рельефообразования И География и природн. ресурсы. 1983. № 1. С. 16-23.
Институт геологии СО РАН Поступила в редакцию
18.10.2000
GENERAL GEOLOGIC PRINCIPLES IN GEOMORPHOLOGIC ANALYSIS
A.R. AGATOVA
Summary
General geologic principles that underlie paleogeomorphologic, morphofacial, morphostratigraphic and another
methods of geomorphologic analysis are considered. Particularities of using these principles are shown taking the
landforms' analysis of Gorny Altai as an example.
9
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№4
октябрь - декабрь
2001
ЭКОЛОГИЧЕСКАЯ ГЕОМОРФОЛОГИЯ
УДК 551.4.04(476)
© 2001 г. А.В. МАТВЕЕВ, Л.А. НЕЧИПОРЕНКО
СОВРЕМЕННЫЕ ЭКСТРЕМАЛЬНЫЕ (ОПАСНЫЕ)
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ НА ТЕРРИТОРИИ БЕЛАРУСИ
Выполненные ранее работы [1, 2] показали, что земная поверхность Беларуси
испытывает воздействие различных природных и антропогенных факторов. Интен-
сивность их проявления заметно варьирует по площади и на некоторых участках
достигает таких величин, когда начинается преобразование структуры геоморфоло-
гических комплексов. Кроме того, геоморфологические процессы могут наносить
существенный ущерб экономике государства (разрушение инженерных сооруже-
ний, сельхозугодий, снижение плодородия почв и т.д.) и ухудшать экологическую
ситуацию. Для подобных случаев оправдано употребление термина "экстремальные
(опасные)" геоморфологические процессы, которые по основному источнику энергии
подразделяются на три класса: экзогенный, эндогенный и антропогенный (табл. 1).
Классы по генезису процессов делятся на группы, которые, с свою очередь, по
степени измененности среды - на подгруппы. Необходимо иметь в виду, что естест-
венных природных обстановок (в прямом смысле этого выражения) на территории
региона не сохранилось. В связи с этим используемые в классификации термины
"природно-антропогенная" и "природная" подгруппы скорее отражают разную сте-
пень антропогенной нагрузки, причем для первого из них она является очевидной, а
для второго - степень антропогенного воздействия устанавливается посредством
специального анализа.
Подгруппы подразделяются на типы по роли процессов в моделировании земной
поверхности, причем в целом заметно преобладают процессы деструкции. Далее
выделяются виды процессов по специфической форме проявления генетического
агента, их рассмотрению в основном и посвящена настоящая статья. При этом следует
подчеркнуть, что некоторые виды геоморфологических процессов (меандрирование
рек, абразия, крип, сели, мерзлотные явления и др.), которые в иных условиях
несомненно относятся к категории опасных, на территории Беларуси проявляются с
небольшой интенсивностью и либо вообще не включены в предлагаемую класси-
фикацию, либо же представлены в ней неким отдаленным аналогом (селеподобные
потоки).
Наиболее разнообразны на территории Беларуси экстремальные проявления экзо-
генных процессов. Среди них прежде всего следует отметить плоскостную эрозию,
которая развита примерно на 40% площади региона. Особенно активно она протекает
на используемых в сельском хозяйстве склоновых поверхностях. К экстремальной от-
носится плоскостная эрозия при смыве, превышающем 2 мм/год, так как при меньших
значениях снос может компенсироваться процессами естественного почвообразования
10
Таблица 1
Классификация экстремальных (опасных) геоморфологических процессов на территории Беларуси
Группа Подгруппа Тип Вид
Экзогенные процессы
Аквальная Природно- антропогенная Деструктивный Плоскостная эрозия (более 2 мм/год) Овражная эрозия Эрозия селеподобных потоков Эрозия половодных и паводковых вод Суффозия (при орошении и на распахиваемых землях)
Аккумулятивный Накопление конусов выноса селепо- добных потоков
Природная Деструктивный Карст Суффозия
Гравитацион пая Природно- антропогенная Деструктивный Оползни, обвалы, осыпи в карьерах, котлованах, отвалах, на подрезанных склонах Просадки под сооружениями, в райо- нах проходки подземных выработок и добычи полезных ископаемых
Природная Деструктивный Оползни, обвалы, осыпи на склонах речных долин
Эоловая Природно- антропогенная Деструктивный Дефляция, обусловливающая появле- ние пыльных бурь
Эндогенные процессы
Тектоногенная Природно- антропогенная Деструктивный Сейсмические явления, инициируе- мые техногенной деятельностью
Природная Деструктивный Сейсмические явления. Высокогра- диентные скорости современных вер- тикальных движений земной коры
Антропогенные процессы
Техногенная
Природно-
антропогенная
Деструктивный
Аккумулятивный
Деструктивный +
аккумулятивный
Карьерная добыча полезных ископае-
мых, прокладка каналов, траншей,
строительство котлованов___________
Отсыпка отвалов, дамб, насыпей, сва-
лки________________________________
Суммарное перемещение отложений
и пород, понижающее устойчивость
земной поверхности ниже 50%
[3]. Максимальные среднегодовые значения плоскостного смыва характерны для
краевых ледниковых возвышенностей и гряд, где они могут достигать 8 мм/год
и более. В результате проявления этих процессов происходит определенная нивели-
ровка земной поверхности: снижается высота гряд и холмов, а у их подножий накап-
ливаются шлейфы мощностью до 2-3 м. Самым неблагоприятным последствием
плоскостной эрозии является снижение плодородия почв и соответственно урожая
сельскохозяйственных культур.
Концентрация стока на склонах приводит к развитию линейной эрозии, которая ох-
ватывает около 14 тыс. км2 (около 6,7% всей территории республики). Общее ко-
личество форм линейной эрозии (овраги, балки) превышает 32 тыс. ед., из них 13% -
активно развивающиеся овраги. Линейные скорости роста этих форм составляют
в среднем 2,5-3,5 м/год, но иногда могут достигать 100 м/год. Плотность оврагов
11
изменяется от 1 до 4-5 ед. на км2, а густота - от 0,4 до 1,2 км/м2 [4]. Линейная эрозия
наиболее активно протекает на супесчаных, суглинистых и лессовидных отложениях,
что обусловлено особенностями рельефа и хозяйственным использованием этих
земель, причем 50% форм, созданных временными водотоками, развивается на лёссо-
видных отложениях, 30% - на моренных супесях и суглинках и 20% приходится на
остальные типы отложений [4].
В категорию экстремальных процессов включены также пересыхание и отмирание
русел рек, особенно в их верховьях. Обобщение данных многолетних наблюдений на
сети водопостов Гидромета Республики Беларусь [5] позволило установить, что в пе-
риод летне-осенней межени нулевой сток наблюдается периодически на реках длиной
до 5 км и эпизодически на водотоках длиной до 50 км. Средняя продолжительность
нулевого стока может достигать 200 суток, находясь в обратной зависимости от
площади водосбора. Наиболее часто пересыхание русел рек связано с деятельностью
человека. Так, все обследованные частично или полностью пересыхающие водотоки,
приурочены к территориям крупных городов (Витебск, Могилев, Минск, Борисов и
др.) и их окрестностям и тяготеют к зонам влияния групповых водозаборов
подземных вод.
Довольно серьезные материальные потери связаны с деятельностью селеподобных
потоков, эпизодически формирующихся на площадях наибольших перепадов высот,
распространения лёссовидных отложений и овражно-балочных систем (Новогрудская,
Мозырская возвышенности, Могилевская равнина). Они возникают при ливневом вы-
падении осадков и интенсивном снеготаянии. В процессе прохождения одного селе-
подобного потока могут уничтожаться небольшие участки пашни, разрушаться
покрытия дорог, заноситься улицы и дома [2, 6].
Определенную опасность для человека и его хозяйственной деятельности представ-
ляют смещения отложений под влиянием силы тяжести - обвалы, осыпи, оползни,
просадки. Условия для их развития на территории Беларуси существуют в долинах
крупных рек (Зап. Двина, Днепр, Неман, Сож и др.) и их притоков, особенно в местах
прорезания ими краевых ледниковых возвышенностей и гряд. Отмечены такие
процессы и в прибрежной полосе ряда озер, на склонах крупных дорожных выемок,
практически во всех карьерах, на отвалах горно-добывающих предприятий. Объемы
перемещаемых пород обычно составляют 2-3 тыс. м3, а чаще всего измеряются
сотнями м3. В некоторых случаях, как например, на отвалах ПО "Доломит” вблизи
п. Руба Витебской области, на склонах долины Немана в г. Гродно и др. оползни
разрушают постройки. Крайне неблагоприятные последствия могут иметь также
просадки над шахтными выработками, в районах добычи нефти [7] и подземных вод.
В частности, просадки в районе г. Солигорска достигли глубины 4 м (по прогнозу
возрастут до 7 м) и вызвали образование трещин в некоторых строениях и вторичное
заболачивание осушенных торфяников.
Еще одним видом довольно распространенных на территории региона экзогенных
геоморфологических процессов является суффозия. Как показали исследования,
в результате проявления этого процесса формируются две разновидности рельефа:
комплекс сопряженных поверхностных и подземных форм (поноры, воронки,
колодцы, западины, циркообразные ниши, тоннели) и преимущественно поверхност-
ные формы. Развитие суффозии в основном предопределяется распространением
лессовидных отложений, которые встречаются в междуречьях Сожа и Прони, Ипути,
Остера и Сожа, Беседи, Сурова и Ипути, а также на Ошмянской и Копыльской
грядах, Минской и Новогрудской возвышенностях и в виде небольших "островов"
в верховьях Ясельды, близ Турова, на Хойникско-Брагинских высотах, в районе
Слуцка. Максимальная плотность суффозионных форм достигает 25-40 ед/км2 и при-
урочена к участкам развития лессовидных толщ мощностью более 4 м в восточной
части региона.
Генетически близки к суффозии карстовые процессы, которые в условиях Бела-
руси связаны преимущественно с залегающими вблизи земной поверхности меловыми
12
породами в юго-западной и крайней восточной частях. На востоке региона меловые
породы перекрыты маломощным чехлом (до 10-15 м) ледниковых комплексов,
в юго-западной части - 30-40-метровой толщей преимущественно песчаных аллю-
виальных и флювиогляциальных отложений. Неодинаковые условия привели и к раз-
ной форме проявления карстовых процессов. В восточной Беларуси карст обусловил
появление на земной поверхности довольно многочисленных, но небольших по пло-
щади и неглубоких западин диаметром до 50-70 м (изредка до 200-300 м) и глубиной
0,3-3 м (изредка до 5 м). В юго-западной части региона карстовые процессы способ-
ствуют возникновению довольно крупных котловин [8], которые заняты озерами:
Белое, Черное, Луковское, Соминское, Вульковское, Меднянские и др. При этом
глубины озерных ванн могут достигать 15-20 м и более, а площадь - 3-5 км2.
Одним из самых неблагоприятных экзогенных процессов, приносящих значитель-
ный материальный ущерб, являются катастрофические половодья и паводки, кото-
рые можно рассматривать как стихийные бедствия природного, социального и эконо-
мического порядка, вызванные подъемом уровней воды на 5-9 м выше уреза
в межень при ширине разливов до 8-15 км и глубине водного потока на пойме до
1,0-1,5 м и более, что сопровождается подтоплением и затоплением многих насе-
ленных пунктов. Во время экстремальных половодий и паводков происходит спрям-
ление русел, подмыв берегов, более интенсивное накопление аллювия, рост прирус-
ловых валов и т.д. Наиболее часто катастрофические разливы наблюдаются на реках
Белорусского Полесья (Зап. Буге, Горыни, Мухавце, Пине, Припяти, Птичи, Случи,
У борти и Ясе льде).
Кроме перечисленных видов процессов на площади региона практически повсе-
местно проявляется дефляция, экстремальные формы которой приводят к возникно-
вению пыльных бурь. Самые благоприятные условия для их развития сложились на
территории Полесья. Длительность пыльных бурь нередко измеряется многими
часами и сопровождается перемещением огромных объемов отложений. Например,
во время пыльной бури 22 апреля 1981 г. с полей яровых культур сносились до 20 т/га
грунтов, а на отдельных площадях вынос достигал 50-100 т/га абсолютно сухого
торфа и в 2-3 раза больше мелкозема минеральных почв [9]. Пыльная буря длилась
5 часов 40 минут при скорости ветра до 18 м/с с порывами до 24 м/с, общий объем
перемещенного материала измерялся несколькими миллионами тонн. Помимо обще-
известных проблем (запыление атмосферы, снос наиболее плодородного слоя почвы,
заиление водоемов и т.д.), связанных с пыльными бурями, на территории Беларуси
проявление этих процессов может сопровождаться перераспределением радионукли-
дов, т.к. именно в зоне их повышенных концентраций зарегистрировано максималь-
ное количество пыльных бурь.
Эндогенные процессы на территории Беларуси развиты также широко, как и экзо-
генные, но в отличие от последних их экстремальные виды локализованы в пределах
относительно узких зон, а разнообразие ограничено сейсмичностью и вертикаль-
ными движениями земной коры. Проявления эндогенных процессов обусловили
размещение и параметры речных долин, болотных массивов, эоловых гряд и холмов,
реже других категорий рельефа. Отнесение этих процессов к экстремальным связано
прежде всего с их влиянием на экологическую обстановку, т.е. они сопровождаются
формированием геохимических, гидрохимических и геофизических аномалий, реже
могут сопровождаться образованием трещин в земной поверхности и верхней части
чехла. Подобные проявления экстремальной эндогенной геодинамики связаны в
основном с активными на современном этапе зонами разломов и линейных структур,
дешифрируемых по материалам дистанционных съемок. Согласно выполненным
расчетам [10], в зонах активных линейных структур на площади региона возможно
проявление 5-6- и даже 7-балльных землетрясений. Одно из таких землетрясений
произошло в 1908 г. в Островецком районе Гродненской области вблизи границы
с Литвой. Оно сопровождалось появлением трещин протяженностью более 1 км.
К активным линейным структурам приурочены и повышенные (до 20-30 мм/год)
13
Таблица 2
Рубрикация территории по вероятности проявления экстремальной морфодинамики
Вероятность проявления (степень эколого-геодина- мического риска) Признаки выделения территорий
Весьма высокая Не менее 3-х видов экстремальных процессов, один с максимальной для региона интенсивностью
Высокая 2-3 вида экстремальных процессов, один с высокой интенсивностью
Средняя 2-3 вида экстремальных процессов средней интенсивности
Слабая 2 вида экстремальных процессов ниже средней интенсивности или 1 вид процессов средней интенсивности
Весьма слабая 1 вид экстремальных процессов ниже средней интенсивности
знакопеременные скорости современных вертикальных движений земной коры. Их
средние многолетние значения не превышают 2 мм/год [11]. На таких структурах,
по результатам проведенных исследований, установлено увеличение концентраций
радона в почвенном воздухе до 50-70 • 103 Бк/м3 и более при фоновых значениях
5—10 • 103 Бк/м3, существенные аномалии магнитного и гравитационного полей.
В течение XX столетия особую активность приобрел антропогенный морфогенез.
Результатом непосредственного воздействия человека на земную поверхность являет-
ся формирование принципиально нового антропогенного (техногенного) рельефа
(горные выработки, отвалы, мелиоративные системы, дорожные выемки и насыпи,
каналы, выровненные и террасированные поверхности населенных пунктов и т.д.).
Эти комплексы оказывают заметное влияние на развитие природной морфодинамики,
изменяя ее интенсивность и обусловливая проявление новых для данной территории
видов процессов.
Антропогенный рельеф занимает около 32,5% площади Беларуси, а если исклю-
чить из расчетов микрорельеф пашни, то антропогенно преобразованные поверх-
ности составят около 5%, что примерно соответствует аналогичному показателю для
стран Западной Европы. Используя подходы С.Ф. Савчика [12], можно оценить сте-
пень техногенной преобразованности земной поверхности Беларуси, которая выра-
жается в объеме перемещенного грунта на 1 км2 и в среднем для геоморфологических
районов варьирует от 4,1 тыс. м3/км2 (для равнин южной части Белорусского Полесья
до примерно 320 тыс. м3/км2 - Солигорская равнина). На локальных площадях этот
показатель может возрастать до нескольких млн м3/км2. Учитывая объем антропо-
генного рельефа и его соотношение с объемом естественного рельефа (от базисной
поверхности водотоков 1 порядка), можно рассчитать остаточную устойчивость
земной поверхности к техногенным нагрузкам [12]. По значениям техногенной
преобразованности, превышающим 500 тыс. м3/км2, и остаточной устойчивости ниже
50% выделяются участки, в пределах которых техногенные процессы относятся
к категории экстремальных (опасных). На площади региона такие участки выявлены
в местах широкомасштабной добычи и переработки минерального сырья, на урба-
низированных территориях, у крупных промышленных объектов.
Пространственное размещение проявлений всех перечисленных выше экстремаль-
ных форм современной морфодинамики является достаточно неравномерным, что
отражено на соответствующей схеме (рис. 1). Подобная неравномерность послужи-
ла предпосылкой для проведения районирования территории по вероятности раз-
14
Рис. 1. Карта распространения экстремальных (опасных) геоморфологических процессов на территории
Беларуси
/ - плоскостной смыв, 2 - линейная эрозия, 3 - затопление и подтопление земель при катастрофических
половодьях и паводках, 4 - отмирание русел рек, 5 - гравитационные процессы, 6 - карст (а - реальный,
б - потенциальный), 7 - суффозионные западины, 8 - вероятность проявления пыльных бурь (а - высокая,
б - очень высокая), 9 - активные на современном этапе линейные нарушения, характеризующиеся высо-
коградиентными скоростями вертикальных движений земной коры (а) и потенциально сейсмоопасные (5),
10 - эпицентры зарегистрированных землетрясений, 11 - техногенные и техногенно-обусловленные
процессы
вития экстремальных геоморфологических процессов. При выделении таксонов были
использованы признаки, приведенные в табл. 2. В результате выполненных работ
была составлена схема районирования (рис. 2), анализ которой свидетельствует о том,
что наибольшие участки с весьма высокой вероятностью проявления экстремальной
морфодинамики приурочены к Ошмянской и Мозырской грядам, Минской возвы-
шенности, долине Днепра, району Солигорских калийных комбинатов, крупным горо-
дам и промышленным центрам (Бобруйск, Брест, Витебск, Гомель, Гродно, Ново-
полоцк и др.). На этих площадях проявляются плоскостная и линейная эрозия, грави-
тационные, техногенные и эндогенные процессы. Участки с высокой вероятностью
экстремальной морфодинамики тяготеют в основном к долинам Припяти и Ясе льды,
где чаще всего происходят катастрофические наводнения, к бассейну Днепра в местах
развития суффозии, в меньшей степени высоких паводков и эндогенных процессов,
к Минской, Волковысской и Новогрудской возвышенностям, которые характери-
зуются проявлением эрозионных, суффозионных и техногенных процессов.
15
Рис. 2. Районирование по вероятности проявления экстремальных геоморфологических процессов
Вероятность проявления: / - весьма низкая, 2 - низкая, 3 - средняя, 4 - высокая, 5 - весьма высокая
Площади со средней вероятностью развития экстремальных процессов выделены
главным образом в центральной и северной Беларуси. Их наиболее крупные ареалы
окаймляют районы с высокой и очень высокой интенсивностью современных геомор-
фологических процессов. И наконец, необходимо подчеркнуть, что на территорию
с минимальной вероятностью опасной морфодинамики приходится большая часть
региона с самым выположенным рельефом, исключая поймы рек бассейна Припяти.
В ареалах со средней и ниже средней вероятностью проявления; экстремальных
геоморфологических процессов преимущественно развиты ветровая и водная эрозия,
гравитационные и эндогенные процессы.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Матвеев А.В., Нечипоренко Л.А., Павловский А.И. и др. Современная динамика рельефа Белоруссии.
Минск: Навука i тэхшка, 1991. 102 с.
2. Матвеев А.В. История формирования рельефа Белоруссии. Минск: Навука i тэхшка, 1990. 144 с.
3. Эрозионные процессы // Н.И. Маккавеев, Р.С. Чалов. М.: Мысль, 1984. 256 с.
4. Павловский А.И. Закономерности проявления эрозионных процессов на территории Беларуси. Минск:
Навука i тэхшка, 1994. 105 с.
5. Государственный водный кадастр. Многолетние данные о режиме и ресурсах поверхностных вод суши.
Белорусская ССР. Л.: Гидрометеоиздат, 1985. Т. 3. 667 с.
6. Жилко В.В. Эродированные почвы Белоруссии и их использование. Минск: Ураджай, 1976. 168 с.
7. Стихарев А.Т. Изучение техногенных движений земной поверхности на нефтяных месторождениях
Припятской впадины // Комплексные геодинамические полигоны. М.: 1984. С. 48-50.
16
8. Якутка В.П., Навуменка Л.Б. Праяуленне карстовых процэсау i ix палеагеаграф!чная абумоуленасць у
Беларусюм Палеса // Новае у геалогп антрапагену Беларусь Минск: Навука i тэхшка, 1979. С. 125-130.
9. Ярошевич Л.М., Кришталъ Ю.И. Экологические проблемы эрозии почв в Полесье // Проблемы
Полесья. 1991. Вып. 14. С. 153-171.
10. Айзберг Р.Е., Аронов А.Г., Гарецкий Р.Г. и др. Сейсмотектоника Беларуси и Прибалтики // Штасфера.
1997. №7. С. 5-18.
11. Матвеев А.В., Нечипоренко Л.А., Шишонок Н.А. Особенности современных вертикальных движений
земной коры на территории Беларуси //Доклады НАН Беларуси. 1998. Т. 42. № 2. С. 107-109.
12. Савчик С.Ф. Устойчивость рельефа Солигорской равнины к техногенным нагрузкам // Доклады АН
Беларуси. 1993. Т. 37, № 5. С. 108-110.
Институт геологических наук Поступила в редакцию
НАН Беларуси 19.02.2001
RECENT DANGEROUS GEOMORPHOLOGIC PROCESSES WITHIN THE TERRITORY
OF BELARUS
A.V. MATVEYEV, L.A. NECHIPORENKO
Summary
The regional classification of extremely intensive and dangerous geomorphologic processes is founded. The main
types of manifestation of such processes are characterized. The map of their spatial distribution is compiled.
The zonning of the Belarus territory for the probability of the extreme process occurrence is proposed.
УДК 551.4:911.6(571.54)
© 2001 г. Р.И. ЯЦЕНКО
ВЫДЕЛЕНИЕ МОРФОЛИТОСИСТЕМ ДЛЯ ЭКОЛОГО-ЛАНДШАФТНОГО
РАЙОНИРОВАНИЯ (НА ПРИМЕРЕ ВЕРХНЕДЖИДИНСКОГО
ПРИРОДНОГО РАЙОНА, БАЙКАЛЬСКИЙ РЕГИОН)
Введение
Для решения проблемы рационального природопользования необходимо знать
условия развития конкретных территорий и вещественный состав слагающих их
пород. Верхнеджидинский природный район (ВДПР) имеет площадь 15,1 тыс. км2,
территориально совпадает с Закаменским административным районом Бурятии
и приурочен к Джида-Снежнинскому междуречью (юго-западное Забайкалье). В оро-
гидрографическом плане (рис. 1) он представляет собой горную систему с абс. высо-
тами 800-2400 м в бассейне верхнего и среднего течения р. Джиды. Большая верти-
кальная расчлененность рельефа, резко континентальный климат и неоднородный
состав пород создают предпосылки для формирования различных ландшафтов - от
альпинотипно-гольцовых до лесостепных и долинных с различной степенью увлаж-
ненности.
В экологическом отношении район можно отнести к вполне благополучным.
Имеются локальные очаги загрязнения и деградации ландшафтов (добыча и обо-
гащение полезных ископаемых, рубка леса, издержки ведения сельского хозяйства).
17
Рис. I. Орогидрографическая схема Верхнеджидинского природного района
1 - положение рассматриваемого района (на врезке), 2 - Модонкульская природно-техногенная система,
3 - государственная граница Российской Федерации
Наиболее крупный ареал загрязнения - Модонкульская природно-техногенная си-
стема (рис. ^-сформировался в результате 60-летней деятельности Джидинского
молибден-вольфрамового комбината.
В горных районах особенности строения рельефа определяют поведение боль-
шинства физико-географических характеристик. Поэтому геоморфологи предлагают
в качестве основы районирования ландшафтов по их устойчивости для целей рацио-
нального природопользования использовать морфолитосистемы, являющиеся состав-
ной частью ландшафта и представляющие собой рельеф и сопряженную с ним гео-
логическую среду, объединенные обменом вещества и энергии [1]. Для выделения
морфолитосистем на площади ВДПР вначале необходимо было провести морфо-
структурный анализ рельефа и рассмотреть особенности геологического строения
территории (другими словами - изучить морфоструктурный и литогенный факторы
как системообразующие в формировании ландшафтов), а затем применить резуль-
таты исследований для эколого-ландшафтного районирования и картографирования
геосистем на данной территории.
Морфоструктурный фактор
ВДПР расположен в южном горном обрамлении Сибирской платформы, приуро-
чен к области пересечения разновозрастных и разноориентированных региональных
тектонических нарушений, характеризуется сложной историей геологического разви-
тия и проявлением неотектонических процессов различной интенсивности, в значи-
тельной степени отвечающих за становление современного рельефа.
На территории района выделяются две морфоструктуры П-го порядка: Байкаль-
ская рифтовая зона (БРЗ) и Селенгино-Витимская зона линейного коробления (СВЗ),
если считать Монголо-Сибирский пояс возрожденных гор за морфоструктуру 1-го по-
рядка [2]. Облик рельефа данного района обусловлен прежде всего неравномерным
18
Рис. 2. Карта блокового рельефа Верхнеджидинского природного района
Абсолютные высоты блоков (м): 7 - 1800-2000, 2 - 1600-1800,3 - 1400-1600, 4 - 1200-1400, 5 - 1000-1200,
6 - 800-1000; 7 - границы морфоструктур П-го порядка (между Байкальской рифтовой зоной и Селенгино-
Витимской зоной) - а и Ш-го порядка - б
поднятием отдельных блоков земной коры на фоне общего воздымания территории
в неотектонический этап развития. Выделение блоков по методике А.В. Орловой [3]
и объединение их в ансамбли по высотным интервалам выполнено нами по топо-
основе м-ба 1 : 100 000 со ступенью 200 м (рис. 2). Границы между блоками выде-
ляются по разломам, которые выражены в рельефе прямолинейными участками
долин водотоков, уступами (фасетами) на склонах, седловинами на водоразделах
и другими признаками.
Нами уточнена граница между двумя рассматриваемыми крупными морфострук-
турами П-го порядка (БРЗ и СВЗ), которая в данном районе проводится исследо-
вателями по-разному [4]. Для этого мы использовали морфометрические данные.
Оптимально и достаточно, к примеру, различие в строении рельефа этих структур
отражает карта горизонтальной эрозионной расчлененности (рис. 3), выполненная
нами на основе топокарт м-ба 1 : 100000 [5]. Четко выделяются 2 района: северный -
с расчлененностью 5-3,7 км/км2 и южный - до 7,5 км/км2 и более. В северной ча-
сти (Байкальская рифтовая зона) отмечаются наиболее высокие хребты и интен-
сивный молодой эрозионный речной врез, в южной, относительно консервативной
части (Селенгино-Витимская зона), речная сеть продолжает формироваться в основ-
ном унаследованно, сохраняя и наращивая свою протяженность (этим и объясняются
большие цифровые значения расчлененности).
Граница между БРЗ и СВЗ проведена вдоль южной тыловой закраины долины
р. Темник. Сама долина типично рифтовая, выполнена мощной нерасчлененной тол-
щей рыхлых образований, обрамлена круто поднимающимися склонами, из кото-
рых южный положе северного. Далее граница продолжается по южным окраи-
нам мезо-кайнозойских впадин, вытянутых вдоль регионального тектонического
шва субширотного простирания, активизированного в неотектонический этап. Свиде-
тельствами активизации являются блоки поднятий в днищах впадин, погребенные
неогенчетвертичные базальты под плейстоцен-голоценовыми отложениями мощ-
ностью до 80 м в долине р. Цакирки и другие признаки. Ранее границу между
19
I1 Bffl2 Из 1ПТП4 EZj5 gS]7
Puc. 3. Карта горизонтальной эрозионной расчлененности Верхнеджидинского природного района
Густота расчлененности (км/4 км2): 1 - более 30, 2-30-25, 3-25-20, 4 - 20-15, 5- 15-10, 6-10-5;
7 - границы морфоструктур П-го порядка (между Байкальской рифтовой зоной и Селенгино-Витимской
зоной) - « и Ш-го порядка - б
областями интенсивно дифференцированных новейших тектонических поднятий и
умеренных новейших тектонических движений Д.Б. Базаров [6] проводил по
северным тектоническим уступам Темниковского и Санага-Нудского разломов,
входящих в состав упомянутого тектонического шва.
В Байкальской рифтовой зоне по рисунку строения разновысотных блоков (рис. 2)
и абсолютным высотам выделяются две морфоструктуры Ш-го порядка, которым
соответствуют различные типы рельефа: северный пояс субширотного простира-
ния глыбовых гор высотой 2000-2600 м и параллельный ему южный пояс рез-
ко дифференцированных по высоте блоков, образующих в рельефе ряд впадин,
обрамленных водоразделами высотой до 2000 м. Южный пояс является переходным
к морфоструктурам Селенгино-Витимской зоны и может быть назван большой крае-
вой ступенью БРЗ. Подобная ступень выделена Г.Ф. Уфимцевым [71 по восточному
скату Баргузинского хребта.
В Селенгино-Витимской зоне выделяются морфоструктуры Ш-го порядка также
субширотного простирания: полоса низкогорного рельефа, приуроченного к долине
р. Джиды, и склоново-водораздельные поверхности ее северного и южного бортов.
Северный борт представляет собой пояс ступенчато-поднятых блоков, постепенно
снижающихся от высоко- и среднегорных к низкогорным вблизи долины р. Джиды.
Южный борт - пояс разновысотно поднятых блоков, формирующих низкосредне-
горный рельеф. Различие в плановом и высотном положении блоков обусловлено
здесь более слабой (по сравнению с Байкальской рифтовой зоной) и неравномерной
неотектонической активизацией. Днище долины р. Джиды на субширотном отрезке в
пределах рассматриваемой территории перекрыто неоген-четвертичными базальтами
суммарной мощностью до 120-150 м. Джида прорезала эти покровы и ею сформи-
рованы базальтовые "щеки” и серия низких террас высотой от 3-4 до 10-12 м. Выше
долинного базальтового плато отмечается низкогорный пологосклонный придолин-
ный рельеф, внешней границей которого являются хорошо выраженные в рельефе
разломы, входящие в состав Джидинского регионального тектонического шва.
20
Рис. 4. Разновозрастные морфоструктуры Верхнеджидинского природного района
Морфоструктуры неотектонического этапа развития: 1 - морфоструктуры П-го порядка (А и Б) и граница
между ними, 2 - границы морфоструктур Ш-го порядка, 3 - номера морфоструктур Ш-го порядка; 4 - коль-
цевые морфоструктуры палеозой-мезозойского этапа развития (рудные площади и узлы); 5 - молибден-
вольфрамовые месторождения: Джидинское (7), Малоойногорское (2), Булуктаевское (5)
Морфоструктурные особенности территории, отраженные в типах рельефа, обу-
словлены геофизическими особенностями строения недр Джида-Снежнинского меж-
дуречья.
Во-первых, Верхнеджидинский природный район, как часть морфоструктуры
1-го порядка, располагается на общем сводоподобном цоколе, который является гео-
морфологическим выражением поднятия кровли астеносферы от 200 км на юго-
востоке территории до 40-80 км под ВДПР.
Во-вторых, БРЗ и СВЗ отличаются мощностью земной коры: максимальная
(до 55 км) - в Хангарульском хребте Байкальской рифтовой зоны, минимальная
(до 36 км) - в долине р. Джиды (СВЗ). Это различие отражается увеличением плот-
ности литосферы с СЗ на ЮВ [8].
В-третьих, различия в строении рельефа морфоструктур II и Ш-го порядков могут
быть объяснены динамическим состоянием земной коры. Геофизическими исследо-
ваниями в Байкальском регионе установлено, что между верхней и средней корой на
глубине 6-15 км существует непроницаемая зона, под которой находится флюидо-
насыщенный слой. Связь последнего с приповерхностной зоной свободной циркуля-
ции осуществляется по тектоническим трещинам. Флюидонасыщенный слой, по-види-
мому, оказывает «существенное влияние на процессы деструкции верхов коры и при
наличии ’’ослабленных зон” способствует созданию благоприятных условий для раз-
вития пластических деформаций» [9, с. 30]. Последние при максимальных внутренних
напряжениях трансформируются в дополнительные разрывы, которые приурочены
чаще к зонам долгоживущих тектонических нарушений, ограничивающих сопряжен-
ные с ними дифференцированно поднятые блоки земной коры.
21
Рис. 5. Структурно-тектоническая схема Верхнеджидинского природного района с элементами литологии
1 - породы основания (архей-протерозой) - гнейсы, кристаллические сланцы, мрамор, граниты Хамар-
Дабанского выступа; 2 - породы проточехла (рифей) выступа - мраморизованные известняки, сланцы,
песчаники; 3 - Джидинский "синклинорий" - карбонатно-терригенные и вулканогенные метаморфи-
зованные отложения (палеозой) с отдельными массивами гранитоидов и тел ультраосновных пород;
4 - образования мезозойских впадин - терригенные и вулканогенные; 5 - разновозрастные гранитоиды
площадного развития: 6 - шовные гранитоиды; 7 - границы Джидинского "синклинория" по тектоническим
зонам (а) и вдоль шовных гранитоидов (б); 8 - тектонические нарушения (а), в том числе надвиги (б).
При составлении схемы использована "Геодинамическая карта Забайкалья" (гл. ред. Н.Л. Добрецов, 1990 г.)
Геолого-геоморфологическими методами установлено, что палеозой-мезозойская
история развития ВДПР проявляется в умеренно-активизированном рельефе Селен-
гино-Витимской зоны экспонированием плутоногенно-вулканогенных образований
в виде кольцевых и овально-концентрических структур (рис. 4). Например, форми-
рование Модонкульской, Цежейской, Улегчинской и других структур обусловлено
неоднократным инъецированием земной коры гранитоидными массами в палеозой-
мезозое. Кольцевые структуры уверенно выделяются по космоснимкам и морфо-
метрическим построениям, подтверждаются геологическими исследованиями [10].
Выделение их имеет большое значение при анализе металлогенической и гео-
химической обстановок определенных площадей и некоторых особенностей строения
рельефа, в частности, при крупномасштабных эколого-ландшафтных исследованиях.
Таким образом, геоморфологическое выражение структурно-вещественного соста-
ва недр ВДПР в неотектонический этап развития проявилось в поясных морфо-
структурах. В умеренно-активизированном рельефе СВЗ сохранились очертания вул-
каногенно-плутоногенных структур овально-концентрической формы палеозой-мезо-
зойского этапа развития.
Литогенный фактор
Соотношение химических элементов в компонентах окружающей среды (почвах,
водах, растительности), интенсивность их миграции, способность к концентрации
зависит от физико-химического состава (в том числе значения pH) геологического
субстрата, его литогеохимического фона, т.е. от вещественного состава горных пород.
На Джида-Снежнинском междуречье по разновозрастным региональным тектони-
ческим нарушениям сочленяются архей-протерозойский (северный), протерозой-
рифейский (северо-восточный) и палеозойский (юго-западный) геоблоки. Породы
инъецированы разновозрастными продуктами плутонической деятельности. В более
22
Рис. 6. Схема расположения морфолитосистем Верхнеджидинского природного района
/ - морфоструктуры Ш-го порядка (I-V) и соответствующие им типы рельефа; 2 - границы между ни-
ми; 3 - обобщенные петрохимические разновидности геологических образований: бескарбонатные (а),
карбонатсодержащие (б) и смешанные по составу (в); 4 - геологические границы; прослеженные (а)
и предполагаемые (6); 5 - индексы, выделенных морфолитосистем
позднее время по жесткому субстрату коры формировались мезозой-кайнозойские
образования, представленные осадочно-вулканогенными породами и магматитами
небольших интрузивных тел (рис. 5). По химическому составу породы расчленены на
группы с различным содержанием кремнезема и известковой составляющей: бескар-
бонатные (гранитоиды и гнейсо-граниты), карбонатсодержащие (карбонатные и кар-
бонатно-терригенные породы) и смешанные по усредненному составу (рыхлые отло-
жения и базальты). На схеме (рис. 6) условными знаками выделены площади развития
указанных разновидностей пород.
В поясных типах морфоструктур П-го и Ш-го порядков оконтурены ареалы при-
мерно однородных геолого-геохимических образований согласно тектоно-геологи-
ческой схемы и выделены 11 морфолитосистем (рис. 6). Последние представлены как
в виде единых площадных конфигураций (I, Ша, Шб...), так и в виде разрозненных
участков в поле развития другой морфолитосистемы (Пв - вследствие очагового
развития впадин).
Морфолитосистемы как базовая основа для эколого-ландшафтного
среднемасштабного картографирования
Площадь выделенных морфолитосистем от 600 до 1800 км2. Каждая из них харак-
теризуется своей геологической историей развития и присущей ей в настоящее время
неотектонической позицией и составом пород коренного субстрата.
Верхнеджидинский природный район относится к Северо-Азиатской провинции
гольцовых и таежных ландшафтов [11]. Рельефу поясных типов морфоструктур соот-
ветствует широтно-высотная зональность ландшафтов, а именно: с севера в южном
направлении идет смена тундрово-гольцовых, субальпийско-подгольцовых, кедрово-
23
пихтовых растительных сообществ, приуроченных к высокогорным вершинам и скло-
нам верховий рек и котловин, через кедровые и светлохвойные (лиственничные)
таежные, лугово-ерниковые ассоциации среднегорий и днищ рек и котловин к под-
таежно-лесостепным лугово-степным в среднем течении долины р. Джиды. Соответ-
ственно меняется состав почв: от тундровых подзолов и под буров через подзолы
и подбуры типично мерзлотных глееземов к серым лесным неоподзоленным с черно-
земом и дерново-аллювиальным почвам, местами с распространением солонцов [12].
Итак, морфолитосистемам ВДПР соответствуют определенные ландшафты, на
формирование которых накладывается влияние широтно-высотной зональности.
Морфолитосистемы имеют первостепенное значение для формирования остального
комплекса биокомпонентов ландшафтов, поэтому они являются основой для про-
ведения дальнейших крупномасштабных ландшафтных исследований.
Таким образом, в Верхнеджидинском природном районе при среднемасштаб-
ном морфоструктурно-литогенном анализе выделено 11 морфолитосистем, которые
являются основой для эколого-ландшафтного анализа территории и, в том числе, для
определения параметров устойчивости и прогнозирования ситуаций экологического
риска в конкретных районах [13].
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Тимофеев Д.А., Борсук О.А., Уфимцев Г.Ф. Геоморфология вчера, сегодня, завтра // Геоморфология.
1999. № 4. С. 3-10.
2. Уфимцев Г.Ф. Горные пояса континентов и симметрия рельефа Земли. Новосибирск: Наука, 1991. 169 с.
3. Орлова А.В. Блоковые структуры и рельеф. М.: Наука, 1975. 322 с.
4. Антощенко-Оленев И.В. Кайнозой Джидинского Забайкалья. Новосибирск: Наука, 1975. 126 с.
5. Худяков В.И., Кулаков А.П., Тащи С.М. и др. Морфоструктурные исследования. Теория и практика. М.:
Наука. 1985.212 с.
6. Базаров Д.Б. История развития речной сети Западного Забайкалья // Проблемы геоморфологии
и неотектоники орогенных областей. Новосибирск: Наука, 1968. 210 с.
7. Уфимцев Г.Ф. Тектоническая информативность подводного рельефа Байкала // Изв. РГО, 1996. Т. 128.
Вып. 6. С. 38-47.
8. Зорин Ю.А. Новейшая структура и изостазия Байкальской рифтовой зоны и сопредельных территорий.
М.: Наука. 1971. 168 с.
9. Алакишн А.Г. О геодинамике Байкальской зоны (проблемы унаследованности реологических свойств
среды) // Геофизические исследования в Восточной Сибири на рубеже XXI века. Иркутск: 1996.
С. 23-31.
10. Яценко Р.И. Вольфрамоносные радиально-концентрические структуры в бассейне среднего течения
р. Джиды (Южное Прибайкалье) // Геолого-генетические модели и локальное прогнозирование эндо-
генного оруденения в Забайкалье. Новосибирск: Наука. 1991. С. 59-67.
11. Атлас Байкала. М.: ГУГК, 1993. 160 с.
12. Цыбжитов Ц.Х., Мартынов В.П. Почвенный покров Западного Забайкалья. Улан-Удэ: БФ СО АН
СССР, 1983. С. 3-22.
13. Яценко Р.И. Классификация геосистем Верхнеджидинского природного района по условиям риска при
освоении недр (Бурятия) // М-лы Всерос. научно-практ. конференции "Экологобезопасные технологии
освоения недр Байкальского региона: современное состояние и перспективы". Улан-Удэ: Изд-во БНЦ
СО РАН, 2000. С. 77-82.
Геологический институт СО РАН Поступила в редакцию
17.11.99
MORPHOLITHOSYSTEMS AND LANDSCAPE REGIONALIZATION IN THE UPPER DZHIDA
NATURAL DISTRICT (BAIKAL REGION)
R.I. YATSENKO
Summary
Morphostructural and tectono-lithologic analysis were fulfilled for this territory in the scale 1 : 100 000. By the
overlapping of the maps compiled the morpholithosystems of the area were delimited. They are considered as
environmental components of landscape.
24
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№4
октябрь - декабрь
2001
ГЕОМОРФОЛОГИЯ И НАРОДНОЕ ХОЗЯЙСТВО
УДК 551.4.07:551.4.08(479.24)
© 2001 г. В.Д. ГАДЖИЕВ
РОЛЬ ПАЛЕОГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
В ПОИСКАХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
НА МАЛОМ КАВКАЗЕ И В ТАЛЫШЕ
Преобладающая характерная черта палеогеоморфологических исследований -
поиски и выявление различных генетических типов месторождений полезных иско-
паемых. Исследуемая территория - одна из перспективных зон мегантиклинория
Малого Кавказа, богатого месторождениями различных типов полезных ископаемых,
поэтому применение разнообразных методов исследований, в том числе и палео-
геоморфологических, стояло и стоит в повестке дйя.
Формирование и локализация рудных полезных ископаемых генетически связаны
с вулканическими процессами, происходившими вдоль заложившихся в различное
время продольных и поперечных глубинных разломов и нарушений, сопровождаю-
щихся гидротермальными зонами. Эти разломы и разрывы, пересекая зоны контак-
тов крупных морфоструктур, в большинстве случаев подвергают их резкой деформа-
ции, что приводит к дроблению пород и ослаблению их денудационной устойчивости.
Подобные участки имеют большое значение при поисках и выявлении месторож-
дений полезных ископаемых.
В результате проведенных палеогеоморфлогических исследований выявлены наи-
более перспективные в отношении проявлений полезных ископаемых морфострук-
туры, определено время денудации вулканитов и направления транспортировки полез-
ного компонента и области формирования россыпей, образовавшихся в результате
размыва коренных месторождений, генетически связанных с этими морфострукту-
рами, и прогнозируются места локализации предполагаемых месторождений.
Юго-западная часть мегантиклинория Малого Кавказа сложена генетически
связанными с кислыми вулканитами и гранитоидами формациями, богатыми медно-
молибденовыми и полиметаллическими полезными ископаемыми, а центральная
часть его, соответствующая Севано-Акеринской тектонической зоне, характери-
зуется мезозойской офиолитовой, палеогеновой андезитовой и миоцен-плиоценовой
андезито-липаритовой формациями.
Северо-восточная часть мегантиклинория, соответствующая Сомхито-Агдамской
тектонической зоне, характеризуется развитием андезито-базальтов и среднекислых
гранитоидов, богатых проявлениями различных типов полезных ископаемых.
Геологами Азербайджана выявлены имеющиеся на Малом Кавказе геосинклиналь-
ные и орогенные рудные формации и их связи с соответствующими магматическими
формациями, а также проведены разведочные работы по выявлению различных
типов полезных ископаемых и определены перспективные участки. Одна из первооче-
25
редных задач, стоящих перед нами - выявление генетически связанных с невскры-
тыми ("слепыми”) месторождениями и одновременно с вскрытыми в различные
геологические периоды и эпохи интрузивными телами зон накопления россыпей.
Проведенные с этой целью палеогеоморфологические исследования имеют большое
значение при поисках перспективных месторождений полезных ископаемых и опре-
делении направления и накопления россыпей, образовавшихся в результате денудации
коренных месторождений.
Исследуемая территория, соответствующая Сомхито-Агдамской, Севано-Карабах-
ской и Мисхано-Кафанской структурно-формационным зонам, благодаря наличию
крупных эндогенных рудных формаций, - одна из самых сложных и интересных
рудных зон в Азербайджане. Юрский, меловой, эоценовый, олигоценовый и миоцен-
плиоценовый магматизм привел к образованию на территории различных типов
месторождений полезных ископаемых и их проявлений.
В юго-западной части Малого Кавказа среднеюрский магматизм (байос, бат) обу-
словил возникновение на ранне альпийском геосинклинальном этапе месторождений
полезных ископаемых промышленного значения (медь, серный колчедан, цинк).
Магматизм развивался в пределах Шамкирского, Муровдагского, Карабахского и Ла-
чинского антиклинориев. Такие известные месторождения, как медно-колчедановые в
Лачинском антиклинории (Каладараси, Бюлюльдюзи, Еддигат, Дашдаг) и баритовые
и барито-полиметаллические в Муровдагском, Шамкирском антиклинориях и Даш-
кесанском синклинории (Човдар, Зайлик, Кушчу, Баян, Башкышлак, Чайкенд, Азад),
генетически связаны с субвулканическими и интрузивными фациями байосского
и батского магматизма.
Анализ геологических и палеогеоморфологических данных показывает, что текто-
нические процессы этого времени имели резко дифференцированный характер. Древ-
ний подводный рельеф был представлен зарождавшимися грядами и впадинами,
Шамкирское и Кафанское поднятия были изометрическими подводными горными
массивами, состоящими из отдельных куполовидных возвышенностей. Атабекские
и Гиланбирские интрузивы еще не были вскрыты и представляли собой возвышен-
ности в пределах Шамкирского поднятия.
Генетически связанные с гипоабиссальными гранитоидными интрузивами (Даш-
кесан, Кедабек, Кабахтепе, Мехмана) железорудные, кобальтовые, полиметалличес-
кие и алунитовые месторождения являются продуктом магматизма позднегеосинкли-
нального (инверсионного) этапа (поздняя юра - ранний мел). Юрский вулканизм был
более богат наличием различных типов полезных ископаемых (молибденит, галенит,
висмут, германий, азурит, малахит, золото, кобальт). Генетически обусловившие
образование этих месторождений интрузивные и субвулканические тела, сформиро-
вавшиеся на различной глубине, подверглись длительному размыву, в результате чего
связанные с ними россыпи накапливались в пределах отрицательных морфоструктур.
Приуроченные к различным морфоструктурам вулканогенно-осадочные породы,
подвергшиеся различной степени минерализации и гидротермальному изменению,
осложненные тектоническими разрывами и нарушениями, также были размыты, что
обусловило переотложение образовавшихся в них россыпей в грабен-синклинорные,
синклинорные и синклинальные котловины. Именно поэтому восстановление истории
развития этих морфоструктур имеет большое значение.
Генетически связанные с гипербазитовыми интрузиями офиолитовой зоны место-
рождения ртути и хромита, кобальтовые и никелевые проявления, а также Даш-
салахлинские осадочно-бентонитовые залежи в Сомхито-Агдамской тектонической
зоне и Молла-Джамильские железо-марганцевые месторождения были обусловлены
позднемеловым вулканизмом.
Необходимо отметить, что происходившая в доолигоценовое время сложная смена
интенсивности и направленности денудационных процессов обусловила трудность
в выявлении площадей предположительной концентрации россыпных полезных иско-
паемых, чего нельзя сказать в отношении последовавшего времени (т.е. конца олиго-
26
цена), когда произошло вскрытие и разрушение поверхностей, связанных с юрским
и меловым вулканизмом, богатых залежами полезных ископаемых.
В настоящее время некоторые из известных нам месторождений и проявлений,
генетически связанные с жерловыми, субвулканическими и интрузивными фациями
юрского и мелового вулканизма, а также с гидротермально измененными вулкано-
генно-осадочными (туфобрекчии, туфопесчаники, брекчии) отложениями, богатыми
минеральными концентрациями, вызывают большой интерес. После формирования
этих интрузивных и субвулканических тел и накопления вулканогенно-осадочных
отложений, обогащенных россыпями, начиная с конца мела территория испытывала
денудацию. Продукты денудации накапливались в межгорных и внутригорных грабен-
синклинальных и синклинальных прогибах.
Развитые в районах Мисчая, Большого Таглара, Харахарта и Дому гидротермально
измененные интенсивно лимонитизированные и каолинизированные вулканогенно-
осадочные породы бата, обогащенные халькопиритом, медью, халькозином, купри-
том и малахитом, начиная с позднего мела также подверглись денудации; переотло-
женные осадки накапливались в существовавшей с эоцена Агджакенд-Сирикской
грабен-синклинорной котловине (рис. 1).
Надо отметить, что галенитовые, баритовые и медно-полиметаллические мине-
ральные ассоциации, генетически связанные с интрузивной и жерловой (Кызылдаг,
Кямардаг, Кулаклыджа) фациями позднеюрского и раннемелового вулканизма, при-
урочены к подвергшемуся в течение продолжительного времени денудации Шамкир-
скому антиклинорному поднятию. На основе анализа составленных нами палеогео-
морфологических карт выявлено, что денудированные рыхлые материалы, обога-
щенные россыпями указанных выше рудных минералов, могли накапливаться в су-
ществовавших в эоцене, олигоцене и миоцене Агджакендской и Дашкесанской
грабен-синклинорных котловинах, поэтому обе эти котловины могут считаться
перспективными участками (рис. 1).
Полиметаллическое оруденение в Мехмане и медно- и серно-колчеданные прояв-
ления у сел. Гюльятаг и Ванклу-Арутюнагомер в Мехманинском рудном районе гене-
тически связаны с Мехманинским и Джанятагским интрузивами. Здесь же установ-
лена генетическая связь полиметаллического оруденения с малыми интрузиями
сиенит-диоритового состава. А. Байрамов [1] показывает, что при пространственном
размещении рудных компонентов в рудных жилах Мехманинского месторождения
наблюдается стратифицированность и зональность.
Учитывая значение Мехманинского рудного района, нами восстановлена его палео-
геоморфологическая обстановка. Анализ геологических данных [2, 3] показывает,
что в районе сел. Моллалар и в Чобандаге в окварцованных и гидротермально изме-
ненных, обогащенных золотом и рутилом базальных конгломератах коньяка, развиты
обломки пород Джанятагского интрузива. Это свидетельствует о том, что поверхность
Джанятагского интрузива была обнажена в середине позднего мела. Денудированные
рыхлые материалы, богатые россыпями, накапливались в существовавших тогда
грабен-синклинорных и синклинорных котловинах.
В конце мела - дании и палеоцене поверхности этих интрузивов вновь покрылись
осадочными и вулканогенно-осадочными отложениями, поэтому изучение палео-
тектонической обстановки и истории развития района в неотектоническом этапе
имеет важное значение для выявления зон концентрации россыпных полезных иско-
паемых.
На основе анализа составленных нами палеогеоморфологических карт, опреде-
ления параметров денудационных процессов, а также объема кореллятных отложе-
ний и подсчитанного количества денудационного среза было выявлено, что поверхно-
сти Мехманинской, Джанятагской и Казанчинской интрузий были полностью обна-
жены в конце сармата. Покрывавшие их метаморфизованные и гидротермально изме-
ненные вулканогенно-осадочные породы и сами интрузии подверглись денудации,
в результате чего богатый россыпями рыхлый обломочный материал после транспор-
27

тировки накапливался в пределах Хачинчайской, Довшанлинской и Атеркской
грабен-синклинорных котловин. Эти морфоструктуры перспективны в отношении
россыпных полезных ископаемых (рис. 2).
Наибольшая величина денудационного среза приурочена к участкам развития
интрузивных и субвулканических тел, предположительно перспективных на полиме-
таллические, серно-колчеданные, медно-магнетитовые месторождения. Интенсивным
срезом характеризуются также горст-антиклинорные и синклинорные хребты и воз-
вышенности, в пределах которых предполагается наличие невскрытых интрузий,
возможно, рудоносных.
Формирование позднегеосинклинальных зон оруденения позднеальпийского этапа
на Малом Кавказе и в Талыше связано с базальтоидным вулканизмом этого вре-
мени, заложением оснований палеогеновых прогибов и активизацией рудоподводящих
глубинных разломов и разрывов. Колчеданно-полиметаллические месторождения
полезных ископаемых в Зангезур-Ордубадской зоне связаны с этим вулканизмом.
Несмотря на то что Кельбаджарская мульда является такого типа прогибом, колче-
данно-полиметаллические месторождения здесь отсутствуют. Наибольшая величина
денудационного среза приурочена к водораздельной части и восточному склону Во-
сточно-Севанского хребта, являющегося ареной эоценового вулканизма, и в пределах
которого предполагается наличие невскрытых интрузий, возможно, рудоносных.
Прибрежные авгит-магнетитовые пески Каспийского моря между пос. Хазар и
г. Астара протяженностью до 50 км и шириной до 500 м характеризуются высокой
обогащенностью авгитом и магнетитом и представляют определенный интерес.
Питающими материнскими породами этих песков являются отложения нижнеэоце-
нового вулканизма, выходы которых отмечены в водораздельной части Астаринского
поднятия, в верховьях р. Конджавучай в районах сел Космальян и Мистан, а также
позднеэоценовые гипербазитовые интрузивы Гамарата, Алиабада, Бери, Паликеш,
Дылмады, Кялахан.
На современном эрозионном срезе в водораздельной части Астаринского хребта
в районе городов Шанданкаласы, Калапуты, Диваши и в Космальянском прогибе
развита денудированная поверхность вулканогенных пород начальной фазы раннего
эоцена, наиболее богатых содержанием авгита и магнетита.
На основе анализа составленных нами палеогеоморфологических карт установ-
лено, что начиная с конца раннего эоцена Талышский хребет подвергается денудации,
в результате которой отложения поздней и промежуточной фаз раннего эоцена,
обогащенные магнетит-авгитовыми россыпями, вплоть до олигоцена накапливались
в Космальянском и Дыманском вулканотектонических прогибах (см. рис. 1).
С олигоцена произошли существенные изменения в палеотектонической обста-
новке рельефа территории. С этого периода Лерикский синклинорий подвергался
инверсии и дифференцированному развитию, тогда же возникли и начали форми-
роваться Ярдымлинский и Предталышский прогибы. В связи с этими процессами
границы морского бассейна мигрировали на север и северо-запад в сторону Нижне-
араксинской депрессии. Осадконакопление происходило в Ярдымлинском прогибе,
который открывался к Дашти-Муганской депрессии (в Иране).
Рис. 1. Палеогеоморфологическая картосхема Малого Кавказа и Талыша (эоцен)
Антиклинорные хребты: 1 - высокогорные, 2 - среднегорные, 3 - низкогорные, гряды и возвышенности;
4 - антиклинорные и антиклинальные куполовидные возвышенности; 5 - высоко-, средне- и низкогорные
синклинорные хребты; 6 - среднегорные гетерогенные хребты и возвышенности; 7 - средне- и низ-
когорные грабен-синклинорные и синклинорные котловины; 8 - низкогорные наложенные впадины; 9 -
предгорные наклонные равнины; разломы: 10 - глубинные, // - региональные, 12 - прочие разрывные
нарушения; центры извержений: 13 - юрские и меловые, 14 - эоценовые, 75 - плиоценовые, 16 -
четвертичные; 17- лавовые покровы и потоки; 18- экструзивные купола и возвышенности; 79 - вскрытые
интрузивные массивы и возвышенности; 20 - невскрытые интрузивные массивы, выраженные в рельефе;
21 - широкие террасированные долины; 22 - конусы выноса; 23 - суша; 24 - направление сноса рыхлого
материала; 25 - береговые линии древних морских бассейнов; 26 - древние подводные котловины
29

Рис. 2. Палеогеоморфологическая кар-
тосхема Малого Кавказа и Талыша
(поздний плиоцен)
Условные обозначения см. на рис. 1
Исследования показывают, что поверхности гипербазитовых интрузивов, сыграв-
ших большую роль в формировании авгит-магнетитовых россыпей, были вскрыты
полностью в позднем сармате. Анализ составленных палеогеоморфологических карт
свидетельствует о том, что областями сноса терригенного материала, обогащенного
авгит-магнетитом, были Талышский и Пештасарский хребты и поверхности обнажен-
ных гипербазитовых интрузий, а денудированные продукты накапливались в Ярдым-
линской, Билясарской и Сиовской котловинах, поэтому эти котловины перспективны
в отношении авгит-магнетитовых россыпей (рис. 2). В связи с усилением дифференци-
рованности тектонических движений в позднем миоцене Талыш полностью вступает
в континентальную фазу развития, а с зарождением Кызылкаинского поперечного
хребта Ярдымлинская котловина как бассейн морского осадконакопления замы-
кается. Денудированные обломочные материалы, содержащие полезный компонент,
накапливались в грабен-синклинальных и синклинальных внутригорных прогибах
(Билясарский, Космальянский, Дыманский, Сиовский) и речных долинах, а значи-
тельная часть их выносилась посредством речных систем на побережье Каспия.
Начиная с олигоцена, на Малом Кавказе в связи с усилением тектонических
движений происходит коренная палеогеографическая перестройка территории. Эти
процессы сопровождались интенсивным вулканизмом, в результате чего произошло
внедрение содержащего медно-молибденовое и полиметаллическое оруденение
Мегри-Ордубадского батолита в Араксинскую тектоническую зону и Далидагского
интрузива в Кельбаджарскую мульду.
Наличие в Нахичеванской впадине внутритерригенных сарматских отложений
минеральных ассоциаций пород батолита показывает, что в течение всего миоцена
Зангезурское горст-антиклинорное поднятие подвергалось интенсивному размыву и в
конце этого периода поверхность батолита была полностью обнажена. В результате
денудации были вскрыты генетически связанные с батолитом коренные месторож-
дения золота, кобальта, германия, вольфрама, рутила, а денудированные материалы
после транспортировки накапливались в отрицательных морфоструктурах с обра-
зованием россыпей. Анализ палеогеоморфологических карт показывает, что накоп-
ление россыпей происходило в эпохи ослабления и стабилизации тектонических про-
цессов (ранний-средний олигоцен, средний-поздний миоцен, средний плиоцен, конец
раннего акчагыла-начало апшерона), т.е. в периоды, соответствующие интенсивному
возрастанию денудационного среза. Именно поэтому изучение сформировавшихся в
это время отрицательных морфоструктур имеет большое значение. В этом отноше-
нии, вероятно, перспективными можно считать Нахичеванскую котловину, являв-
шуюся в течение всего миоцена областью осадконакопления, и заложившиеся в мио-
цен-нижнем плиоцене Шурутскую, Парадашскую и Норс-Тыркешскую котловины
(рис. 2).
Дашдагское, Султангейдарское, Теймурчандагское медно-молибедновые и Багыр-
сагское полиметаллическое рудопроявления генетически связаны с Далидагской
интрузией. Палеогеоморфологическое исследование в Кельбаджарской наложенной
мульде показывает, что Далидагский рудный район начиная с раннего миоцена
подвергался интенсивным денудационным процессам и до сармата поверхность Дали-
дагского интрузива была полностью обнажена. Генетически связанные с интрузивом
месторождения и проявления подвергались интенсивному размыву, а денудированные
обломочные материалы, богатые полезным компонентом, транспортируясь, накапли-
вались в существовавших тогда Кельбаджарской, Атеркской и Акеринской грабен-
синклинорных котловинах.
Коренные золоторудные месторождения и проявления в Кельбаджарской нало-
женной мульде (Агдуздаг, Соютлучай, Дашгын, Шорсу, Агджагыз) генетически свя-
заны с субвулканическими фациями миоцен-плиоценового вулканизма. Агдуздагское
месторождение приурочено к Кетидагскому вулканическому аппарату и вместе
с Зодским месторождением и Соютлучайским проявлением расположены на западном
крыле Кельбаджарской мульды, контролируясь субмеридиональным Кёмурдагским
31
разломом. Дашгынское, Шорсуинское и Агджагызское рудопроявления приурочены
к восточной части мульды в Тертерской зоне разломов.
В вещественном составе золотоносной руды участвуют значительные концен-
трации цинка, свинца, меди, никеля, кобальта, кадмия, ванадия, висмута и др. [4], что
имеет важное практическое значение, поэтому нами восстановлена палеогеомор-
фологическая обстановка в плиоцене и плейстоцене. В связи с ослаблением и стаби-
лизацией тектонических движений в акчагыле на исследуемой территории происходит
повсеместная планация рельефа. Эти процессы продолжались до второй половины
акчагыла, вследствие чего возросла величина денудационного среза и существующие
месторождения и проявления претерпели наиболее интенсивный размыв, что привело
к полному вскрытию поверхностей даек, некк, экструзивов и субвулканов. Генети-
чески связанные с последними обломочные материалы, содержащие цветные, благо-
родные и редкие металлы, после транспортировки накапливались в Кельбаджарско-
Истисуинской, Башлыбельско-Тыркешавандской, Соютлучайской и Атерской котло-
винах. Наличие в акчагыле в пределах этих морфоструктур в Кельбаджарской нало-
женной мульде большого количества замкнутых участков осадконакопления - озер
[5] подтверждает указанную точку зрения.
Минерализация редких металлов в Араксинской тектонической зоне, жильные
проявления свинца и цинка в Ортакенд-Башкенде, арсеновое, сурьмяное и реалгар-
аурипигментовое оруденение в Даррыдаге, проявления марганца и серы в Биченаге и
Кемуре и рудные комплексы меди, свинца, цинка и молибдена, развитые вдоль Нахи-
чеванского глубинного разлома, генетически связаны с миоцен-плиоценовым вулка-
низмом и его продуктами - малыми интрузиями и экструзиями.
Анализ палеогеоморфологической истории развития территории показывает, что
низкогорная зона, в которой развиты указанные выше месторождения и проявления,
начиная с раннего плиоцена подвергалась интенсивной денудации и в конце позднего
плиоцена были полностью вскрыты поверхности интрузивов и экструзивов. Денуда-
ционные продукты, обогащенные полезным компонентом, транспортируясь, накапли-
вались в Нахичеванской, Норс-Тыркешской, Шурутской и Парадашской котловинах.
В этом отношении указанные морфоструктуры перспективны на поиск россыпей.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
[.Абдуллаев Р.Н., Мустафаев Г.В., Мустафаев М.А. и др. Мезозойские магматические формации Малого
Кавказа и связанное с ними эндогенное оруденение. Баку: Элм, 1988. 158 с.
2. Шихалибейли Э.Ш. Геологическое строение и история тектонического развития восточной части Малого
Кавказа. Баку: Изд-во АН АзССР, 1966. Т. 2. 237 с.
3. Байрамов А. Геологическое строение Нагорно-Карабахской автономной области и ее положение
в системе Малого Кавказа: Автореф. дис. ... канд. геол.-минерал. наук. Баку: Изд-во Ин-та геологии
АН АзССР, 1966. 26 с.
4. Асланов Г.П. Миоплиоценовый вулканизм Кельбаджарской наложенной мульды (Малый Кавказ):
Автореф. дис.... канд. геол.-минерал. наук. Баку: Элм, 1973. 28 с.
5. Аллахвердиев ГН. Геологическое строение и история развития Кельбаджарской наложенной мульды:
Автореф. дис.... канд. геол.-минерал. наук. Баку, Элм, 1967. 31 с.
ИГАН Азербайджана Поступила в редакцию
23.03.2001
THE PALEOGEOMORPHOLOGIC INVESTIGATIONS IN THE MINERAL EXPLORATION
AT THE LESSER CAUCASUS AND TALYSH
V.D. GADZHIEV
Summary
The paleogeomorphologic investigations have enabled to reveal the most mineral-promising morphostructures,
to determine the age of denudation uncovering of volcanic morphostructures. The erosion of bedrock deposits produced
the placer formation; the direction on consequent transport of their material was determined. Some prospective deposits
were anticipated.
32
УДК 551.438.5:625.74(470.6)
© 2001 г. Н.Н. ИВАНОВ
РАЗВИТИЕ РЕЛЬЕФА ДОРОЖНЫХ ЛАНДШАФТОВ И ЕГО
УСТОЙЧИВОСТЬ
(на примере степных районов Нижнего Дона и Северного Кавказа)
В последние годы резко ухудшилась экологическая обстановка в пределах авто-
мобильных дорог и на прилегающих к ним территориях. Такая ситуация определяется
не только загрязнением атмосферы, почв и грунтов, поверхностных и грунтовых вод
выхлопными газами и соединениями тяжелых металлов, но и глубоким преобра-
зованием исходного рельефа. В результате проведения планировочных работ, соору-
жения насыпей, дамб, выемок и других техногенных форм рельефа происходит
изменение направления поверхностного стока, подъем уровня грунтовых вод, подтоп-
ление как основания земляного полотна, так и прилегающих к дорогам территорий,
изменение интенсивности и направленности экзогенных рельефообразующих про-
цессов и др.
Если учесть, что минимально необходимая протяженность сети автомобильных до-
рог в России должна составить 1,5 млн. км [1] (в настоящее время ее протяженность
922 тыс. км), а при их строительстве в зависимости от категории из землепользования
иных видов (прежде всего сельскохозяйственного) изымается от 2 до 15 га земель на
каждый километр [2], то становится очевидным, что в ближайшие годы площади эко-
логически неблагоприятных дорожных ландшафтов значительно расширятся. Это
связано не только с увеличением протяженности дорог, но и с повышением их ка-
чества, а также безопасности движения, для обеспечения которых в настоящее время
увеличивают высоту насыпей, глубину выемок, ширину обочин и уменьшают крутиз-
ну откосов. Так, согласно СНиП 2.05.02.85 [3], заложение откосов дорожных насыпей
высотой до 3 м на дорогах 1-3-й категорий назначают не круче 1 : 4, а для дорог
остальных категорий - 1 : 3, и только лишь на ценных землях допускается увеличение
крутизны до 1 : 1,5. Такая тенденция не исключает и дальнейшего увеличения пло-
щадей отвода под строительство и реконструкцию автодорог.
Практика показывает, что активизация рельефообразующих процессов и, как след-
ствие этого, повышение экологической напряженности связаны в основном с изме-
нением устойчивости форм техногенного рельефа во времени, поэтому в настоящее
время возникла необходимость в изучении динамики этих форм в процессе их функ-
ционирования.
В данной статье приведены результаты исследования рельефа дорожных ландшаф-
тов степных районов Нижнего Дона и Северного Кавказа (3-я и 4-я дорожно-кли-
матические зоны). Для исследуемого региона характерны две группы форм рельефа:
1) техногенные, созданные при прямом воздействии человека в процессе сооружения
автомобильных дорог; 2) техногенно-природные, сформировавшиеся в результате
воздействия природных и антропогенных факторов на техногенный рельеф. Все фор-
мы техногенного рельефа подразделяются на насыпные и выработанные, техногенно-
природного - на денудационные и аккумулятивные (табл. 1).
Морфология и морфометрия техногенных форм в большой степени зависят от рас-
члененности природного рельефа и категории дороги. Так, ширина полосы отвода под
строительство автодороги в зависимости от ее категории, высоты насыпи или глуби-
ны выемки составляет в среднем от 20 до 40 м, а для многополосчатых автомаги-
стралей - 150 м и более [2]. Кроме того, значительное влияние на геометрические
параметры форм техногенного рельефа оказывают и другие факторы. Например,
возвышение бровки насыпи над расчетным уровнем снегового покрова в зависимости
от категории дороги варьирует от 0,4 до 1,2 м, крутизна откосов насыпей и выемок
зависит от физико-механических и других свойств грунтов.
2 Геоморфология, № 4
33
Таблица /
Основные формы рельефа дорожных ландшафтов
Группы форм рельефа
техногенные техногенно-природные
насыпные выработанные аккумулятивные денудационные
Насыпи, дамбы, полу насыпи, кавальеры, банкеты и др. Выемки, полувыемки, кюветы, нагорные кана- вы, боковые канавы и др. Конусы выноса времен- ных русловых потоков, наплывы и др. Эрозионные борозды, промоины, суффозион- ные воронки, вымоины и др.
Образование форм техногенно-природного рельефа в пределах исследуемой тер-
ритории связано в основном с развитием эрозионно-аккумулятивных, оползневых
и суффозионно-просадочных процессов.
Эрозионно-аккумулятивные процессы проявляются в виде плоскостного (площад-
ного) смыва и линейного размыва, а основными факторами их развития являются как
природные, так и антропогенные. Следует отметить, что плоскостной смыв преобла-
дает над линейным размывом. Это связано с незначительной высотой склонов и от-
косов, не обеспечивающей концентрацию воды для развития линейной эрозии,
и с широким развитием легкоразмываемых лёссовидных суглинков [4].
Из форм рельефа, созданных временными русловыми потоками, наибольшее раз-
витие получили эрозионные борозды и промоины. В связи с тем что почвенно-
растительный слой в пределах дорожных ландшафтов слабо выражен, а часто и вовсе
отсутствует, глубина этих форм, как правило, соответствует мощности легкоразмы-
ваемой выветрелой зоны, которая, например, на откосах длительно эксплуатируемых
насыпей и выемок не превышает 3(МИ) см. В местах, где по каким-либо причинам
создаются условия для увеличения водосборной площади (подходы к мостовым пере-
ходам и др.), на откосах насыпей и выемок могут развиваться промоины, имеющие
глубину до 150 см и ширину до 200 см [5].
Развитие оползневых процессов чаще всего отмечается на участках дорог, про-
ложенных в полке или в глубоких выемках. Основные причины их развития - слож-
ные инженерно-геологические условия и завышенная крутизна откосов. Например,
после четырех лет эксплуатации автомобильной дороги Минеральные Воды (аэро-
порт) - Кисловодск на откосе глубокой выемки (до 14 м) возник пластический опол-
зень длиной 200-220 м и шириной в средней части около 110 м. Исследования пока-
зали, что основными причинами его образования явились потеря породами, слагаю-
щими основание выемки, прочностных свойств в результате процессов набухания -
усадка и завышенная крутизна откоса [6].
На откосах дорожных насыпей, сложенных, как правило, однородными грунтами,
оползневые процессы широкого развития не получили. Размеры оползней здесь неве-
лики. Их площадь редко превышает 5-7 м2.
Широкое распространение в пределах исследуемой территории легкоразмываемых
лёссовидных суглинков, высокая засоленность отдельных видов пород и другие фак-
торы, в том числе и техногенные, способствуют развитию суффозионно-просадочных
процессов. Наиболее ярко эти процессы выражены вдоль бровок откосов выемок
и насыпей. В результате попадания в усадочные трещины дождевой воды происходит
формирование сосредоточенных путей фильтрации. Со временем вода находит себе
выход на верхних или средних частях откосов и по мере выноса мелких частиц и вы-
щелачивания легкорастворимых солей в приоткосных неуплотненных или слабо-
уплотненных участках насыпей и выемок образуются полости, ориентированные от
обочины к откосу. При выпадении большого количества осадков на месте трещин
34
Таблица 2
Основные условия и причины развития современных геоморфологических процессов в пределах
дорожных ландшафтов
Современные геоморфологические процессы Условия (факторы) и причины развития
природные антропогенные
Эрозионно-аккумуля- Легкоразмываемые лёссовидные поро- Крутизна, длина и форма откосов, от-
тивные ды, низкая противоэрозионная устойчи- вость почв, ливневый характер осадков, интенсивное снеготаяние, крутизна и экспозиция склонов и др. сутствие водозадержирающих соору- жений и водоперепускных труб, некондиционное укрепление откосов и др.
Оползневые Чередование водоносных и водоупор- ных пород, неглубокое залегание грун- товых вод, суффозионные и водноэро- зионные процессы и др. Подрезка склонов и откосов, вибра- ция от движущегося транспорта, пла- нировка откосов, уничтожение расти- тельного покрова и др.
Суффозионно- Высокопористые лёссовидные породы, Несвоевременная заделка трещин на
просадочные высокая пылеватость и засоленность пород и др. обочинах, отсутствие водоотводных сооружений и др.
формируются воронки размером в поперечнике 0,2-0,5 м и глубиной до 0,2-0,3 м.
Необходимо заметить, что суффозионно-просадочные процессы играют существен-
ную роль в активизации оползней.
Многолетние полевые исследования позволили автору выделить основные условия
и причины развития современных геоморфологических процессов в пределах дорож-
ных ландшафтов исследуемой территории (табл. 2) под воздействием природных
и антропогенных факторов. Если антропогенные факторы, связанные в основном
с нарушением технологии дорожного строительства и эксплуатации или использо-
ванием в процессе проектирования недостаточно надежных расчетных схем, харак-
терны для всех морфоклиматических зон, то перечисленные в табл. 2 природные -
лишь для дорожных ландшафтов исследуемого региона (в других зонах ведущими
природными факторами могут быть иные). Так, на п-ве Ямал основными природными
условиями развития геоморфологических процессов в пределах дорожных ландшаф-
тов являются слабая задернованность, сезонное пучение, термокарст и др. [7].
Из изложенного выше очевидно, что одна из главных задач дорожного строи-
тельства - создание таких форм техногенного рельефа, которые способны сохранять
свою морфологическую структуру и функции под воздействием природных факторов.
Для этого, на наш взгляд, в основу прогнозной оценки устойчивости форм и эле-
ментов техногенного рельефа наряду с традиционными инженерно-геологическими
исследованиями следует включать и геоморфологические, сущность которых будет
заключаться в проведении анализа рельефа и рельефообразующих процессов в пре-
делах строящихся и функционирующих автомобильных дорог с целью верификации
качества прогноза.
Ниже изложены некоторые результаты исследований устойчивости дорожных на-
сыпей, сложенных глинистыми грунтами и эксплуатируемых в течение 10 лет и более.
Одним из необходимых условий проведения этих исследований являлись комплексные
регулярные наблюдения за устойчивостью откосов насыпей, которые, как известно,
являются наиболее уязвимыми и функционально значимыми элементами техноген-
ного рельефа, поэтому оценка их устойчивости занимает одно из важнейших мест
в процессе составления проектной документации. Анализ современного состояния
дорожных ландшафтов показывает, что устойчивость откосов в зависимости от их
2*
35
динамики может снижаться или повышаться. Следовательно, данные расчетов
устойчивости, основанные на законах механики грунтов и выполненные для откосов,
имеющих определенный морфологический облик, не совпадают с действительностью.
Развитие процессов рельефообразования вызывает перераспределение напряжений
в приоткосных частях, и устойчивость откосов в зависимости от изменения профиля
повышается или понижается. На этом основании Л.Г. Балаев и др. [8] указывали, что
как бы совершенны ни были расчеты, их результаты могут лишь приблизительно,
в общих чертах помочь представить картину изучаемого явления.
Многолетние натурные исследования позволили с общих позиций проанализиро-
вать развитие откосов дорожных насыпей во времени. С момента сооружения насыпи
на уплотненной поверхности откосов, имеющей, как правило, прямой профиль, про-
исходит интенсивный процесс выветривания и формирование рыхлого чехла с пони-
женным сцеплением частиц. В условиях интенсивного снеготаяния или ливневых
осадков происходит постепенное сползание выветрелого грунта по уплотненной
выветрелой поверхности и аккумуляция его в пределах подошвы насыпи или
в кювете. В процессе сноса продуктов выветривания усадочные трещины, которые
способствуют физическому выветриванию, постепенно кольматируются пылеватыми
и глинистыми частицами и наступает временная стабилизация до выветривания
очередного слоя, уплотненного в процессе сооружения насыпи грунта, и переме-
щение его к базису денудации. Таким образом, в развитии откосов четко просмат-
ривается прерывистая денудация, описанная Б.П. Агафоновым [9] для природных
склонов.
В результате развития процессов денудации - аккумуляции происходит некоторое
повышение базиса денудации и снижение интенсивности сноса и соответственно ско-
рости выветривания в пределах средней части откоса. Прибровочная же часть откоса,
являясь основанием хорошо укрепленной обочины, испытывает менее интенсивное
выветривание и мало изменяет свою морфологию. Таким образом, прямой профиль
откосов дорожных насыпей, испытывая воздействие природных факторов, постепен-
но преобразуется в вогнутый. Иными словами, развитие процессов денудации - акку-
муляции в первые годы функционирования дорожных насыпей приводит к формиро-
ванию относительно устойчивого профиля откосов, способствующего повышению
устойчивости насыпи. Функцию переформирования прямого профиля в вогнутый,
как и в природных склонах, осуществляют обратные связи. В качестве положи-
тельного литопотока выступают процесс выветривания грунтов и образование
рыхлого материала, способного к перемещению, в качестве отрицательного -
денудация.
Факт повышения устойчивости откосов исследуемых насыпей по мере преобра-
зования их профиля подтверждается и количественной оценкой. Расчеты, проведен-
ные по методу круглоцилиндрических поверхностей скольжения, показали, что сумма
сдвигающих сил при этом снижается, а коэффициент запаса устойчивости повы-
шается [10].
Подводя итоги изложенному, можно утверждать, что устойчивость рельефа дорож-
ных ландшафтов обеспечивается не только системой антропогенных (техногенных)
мероприятий (регулированием), но и механизмами саморегулирования, которые выра-
жены процессами денудации - аккумуляции. Особенно это заметно на начальных
этапах функционирования автомобильных дорог, когда в результате воздействия при-
родной среды происходят активизация этих процессов и преобразование элементов
и форм техногенного рельефа. Эти преобразования, выражающиеся в пространствен-
ном перемещении грунтовых масс, приводят к установлению динамического равно-
весия, а следовательно, и к повышению устойчивости земляного полотна. Иными
словами, в этот период происходит сложный процесс формирования новых антропо-
генных форм рельефа с одновременным изменением облика существующих [11].
В некоторых случаях деятельность дорожно-эксплуатационных служб по плани-
ровке и укреплению поверхности откосов приводит к нарушению установившегося
36
динамического равновесия и активизации процессов денудации - аккумуляции. Так,
профилирование откосов насыпей и полосы отвода не дают сформироваться на их
поверхности травяному покрову, что способствует развитию поверхностного смыва
грунта [12].
Таким образом, для повышения достоверности прогноза устойчивости рельефа
дорожных ландшафтов необходимы стационарные и экспериментальные исследова-
ния в пределах строящихся в функционирующих автодорог. Эти исследования помогут
и в проектировании мероприятий по защите откосов земляного полотна от эрозии
и склоновых процессов [13]. Например, принимая во внимание динамику откосов
насыпей или выемок во времени, можно разработать целесообразные сроки укреп-
ления их почвенным покровом, решетчатыми конструкциями, геотекстильными
и биотекстильными материалами.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Российская Федерация // Автомобильные дороги. 1998. № 7. С. 42-43.
2. Евгеньев И.Е., Савин В.В. Защита природной среды при строительстве, ремонте и содержании авто-
мобильных дорог. М.: Транспорт, 1989. 238 с.
3. СНиП 2.05.02-85. Автомобильные дороги. Госстрой СССР. М.: ЦИТМ Госстроя СССР, 1986. 56 с.
4. Иванов И.И. Особенности развития эрозионных процессов на откосах земляного полотна автомобиль-
ных дорог Ц Геоморфология. 1988. № 2. С. 39-42.
5. Иванов Н.Н. О возможности использования результатов исследования современных эрозионных про-
цессов для проектирования автомобильных дорог // Изыскания и проектирование автомобильных дорог
и мостовых переходов. М.: Изд-во ГипродорНИИ, 1989. С. 17-22.
6. Иванов Н.Н. Антропогенные геоморфологические процессы на автомобильных дорогах Северного
Кавказа // Изв. СК НЦВШ. Естест. науки. 1988. № 4. С. 35-38.
7. Малкова Г.В. Экзодинамические процессы на строящейся трассе железной дороги "Обская - Бова-
ненково" // Изв. Рус. Геогр. О-ва. 1997. Т. 129. Вып. 5. С. 55-59.
8. Балаев Л.Г., Когина П.Я., Марков К.С. и др. Натурные исследования - основа технических решений
и прогноза в мелиорации // Гидротехника и мелиорация. 1978. № 1. С. 2-6.
9. Агафонов Б.П. Развитие склонов в свете концепции прерывистой денудации и аккумуляции // Геомор-
фология. 1996. № 1. С. 3-11.
10. Иванов Н.Н. Опыт оценки устойчивости антропогенного рельефа (на примере дорожных насыпей) //
Инженерно-географические проблемы современности. СПб., Изд-во РГО, 1995. С. 48-49.
11. Молодкин П.Ф. О некоторых общих закономерностях антропогенного рельефообразования // Инженер-
но-географические проблемы современности. СПб., Изд-во РГО, 1995. С. 14-15.
12. Каменев А.М. Защита откосов земляного полотна от эрозии в засушливых районах // Автомобильные
дороги. 1985. № 2. С. 13-14.
13. Калантаров О.К., Девяткин А.Е., Каневский М.З. и др. Методы защиты откосов автомобильных дорог
и инженерных сооружений от эрозии и склоновых процессов // Геоморфология. 1999. № 1. С. 33-42.
Ростовский государственный университет Поступила в редакцию
Геолого-географический факультет 02.02.2001
LANDFORMS STABILITY AND DEVELOPMENT IN THE ROAD LANDSCAPE
(THE LOW DON STEPPE AND NORT CAUCASUS AS AN EXAMPLE)
N.N. IVANOV
Summary
Technogenic landforms are one of the main factors of bad environmental situation in the road landscapes.
The constructing of banquettes, ditches etc. cause the changes of type and intensity of exogenic processes, the
redistribution of the runoff, the rise of groundwater table and the appearance of processes not incident to the territory.
The accumulation and denudation processes change the stability of the landforms. The methods of evaluation of such
stability may be improved by analysis of dynamic running of relief.
37
УДК 551.435.11:551.438.5.(282.251.1)
© 2001 г. В.В. СУРКОВ
ВЛИЯНИЕ ДНОУГЛУБИТЕЛЬНЫХ РАБОТ НА ЭВОЛЮЦИЮ
РАЗВЕТВЛЕННЫХ УЧАСТКОВ РУСЛА Р. ОБИ1
Дноуглубительные работы по трассе судового хода на р. Оби регулярно проводятся
с начала 50-х годов. Основные объемы, в отдельные годы достигавшие 40-45 млн. м3,
приходились на участки русла от слиянии Бии и Катуни (верхняя Обь) и от Ново-
сибирской ГЭС до устья р. Томи (средняя Обь). Технико-экономический эффект
путевых работ, при проведении которых в значительной степени были учтены гидро-
логический и русловой режим реки, хорошо известен [1]. Дноуглубление существенно
улучшило условия судоходства, были значительно увеличены гарантированные глу-
бины: на верхней Оби - с 80-100 до 150 см, на средней Оби (от Новосибирского гид-
роузла до устья р. Томи) - с 120-150 до 250 см. Со временем наметилась тенденция к
снижению суммарных объемов землечерпания при сохранении выросших гаранти-
рованных глубин, что свидетельствовало об эффективности проводимых работ. Если
в середине 70-х годов на средней Оби извлекалось более 16 млн. м3 грунта в год, то
в конце 80-х годов объемы землечерпания снизились до 10,5 млн. м3.
На 300-км участке Оби ниже Новосибирского гидроузла сплошное выправление
русла, проведенное с учетом общих закономерностей русловых процессов, позволило
закрепить трассу судового хода. Основным методом дноуглубления явилась разра-
ботка прорезей и расположение трассы судового хода в сопряженных системах
рукавов по правилу "восьмерки”. Разработка рукавов, последовательно проходящих
у противоположных берегов реки, с максимальным использованием в узлах их
сопряжения направляющих воздействий берегов, остановила периодическое развитие
одних рукавов и обмеление других, привела к прекращению блуждания стрежня
потока. Стабилизация русла имела большое экологическое и хозяйственное значение,
поскольку несудоходные рукава стали объектами рыбного хозяйства, рекреации и
даже размещения карьеров без угрозы утраты этих видов деятельности под влиянием
естественных переформирований русла; в ставших стабильными основных рукавах
снизилась вероятность занесения водозаборов. Повысилась надежность учета русло-
вых деформаций при проектировании трубопроводов и мостовых переходов.
Дноуглубительные работы на Оби стали одним из важнейших факторов не только
обустройства водных путей, но и формирования самого русла. В условиях раз-
ветвленного русла они являются важным фактором изменения распределения стока
по рукавам, обусловливая консолидацию и закрепление растительностью песчаных
массивов, преимущественное развитие наиболее крупных рукавов и сосредоточение в
них основой доли стока. На средней Оби следствием этого стала явная тенденция
повышения водности современных судоходных рукавов, особенно в межень. Уже в
1975-76 гг. судовой ход проходил преимущественно в рукавах, относительная
водность которых превышала 60% общего расхода. За последующие годы она вы-
росла еще в среднем на 10%. Например, в левом рукаве у островов Рыбачий, Кустарь,
Песчаный (нижнее звено системы сопряженных разветвлений) после выполнения в
нем дноуглубительных работ и переноса фарватера (1973-74 гг.) сосредоточилось
70% расхода воды. К моменту выполнения работы в этом узле преобладающим по
доле стока был правый рукав, а левый рукав был мелким и маловодным. В верхнем
звене системы сформировалась пологая излучина, и под направляющим воздействием
ее вогнутого берега началось развитие левого рукава у о-ва Рыбачий. Ускорение
этого процесса достигнуто разработкой прорези объемом около 4 млн. м3. В настоя-
щее время в левом рукаве в половодье проходит более 70%, а в межень - около 90%
общего расхода воды; он отличается малой (350 м) шириной и высокими (более 1
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 00-15-98512).
38
Рис. 1. Положение главного течения реки на Орско-Борском - Гусином - Белоглинском участке сопряжен-
ных разветвлений русла р. Оби
/ - 30-60-е годы, 2 - современное; комплекс мероприятий по выправлению русла: 3 - дноуглубительные
прорези, 4 - выправительные сооружения (а), места отвалов грунта (б)
7 м3/с • м2) удельными расходами воды, характеризуется тенденцией к расширению,
о чем свидетельствует интенсивный размыв обоих берегов. При этом постепенно
отмирает правый рукав, меженная водность которого уменьшилась с 1976 г. (после
проведения капитальных работ) более, чем в 2,5 раза - с 34 до 12%. Водность Баской
протоки (левый рукав в узле разветвления о-вом Ежевичный; 120 км ниже Ново-
сибирской ГЭС) после разработки прорези объемом 2 млн. м3 (1988 г.) возросла
с 30-47% до 70%. При этом развитию рукава способствовало направляющее воздейст-
вие плеча правого коренного берега, возле которого выше по течению проходит
судовой ход. Водность Гусиной протоки в Елобогатском узле разветвления (150 км
ниже Новосибирской ГЭС) после разработки прорези (1975-76 гг.) увеличилась
вдвое - с 30 до 62%. В верхнем звене Кругликовского узла сопряженных разветвлений
(Тумурчукские перекаты, 170 км ниже Новосибирской ГЭС) после проведения дноуг-
лубительных работ в левом рукаве второстепенная протока справа от о-ва Сморо-
динового в межень пересыхает, а общая водность правобережной системы рукавов
снизилась с 47 до 26%. Еще более впечатляющее перераспределение стока произошло
в нижнем звене системы (Кругликовские перекаты). Здесь почти весь расход воды
(более 80%) сосредоточился в правом рукаве, тогда как левый, бывший до середины
70-х годов судоходным, стал мелким и маловодным. В нижнем звене Киреевско-
Астраханцевского разветвления (250 км ниже плотины Новосибирской ГЭС) стаби-
лизация судоходной трассы вдоль правого берега обусловила увеличение меженной
водности правой протоки на Астраханцевских перекатах с 62% в 1976 до 76% в 1985 г.
Это произошло при одновременном частичном сокращении водности левого рукава
у о-ва Тунаева. В Барковском разветвлении (270 км ниже плотины ГЭС) в 80-е годы
меженная водность левого судоходного рукава увеличилась с 85 до 90%; при этом
существенно, с 64 до 81%, возросла водность судоходной протоки между о-вами
Барковский и Борошный в разветвлении второго порядка в нижней части левого
рукава. Перед слиянием Оби и Томи постоянное землечерпание в судоходном левом
рукаве Оби - Брагинской протоке, наименее подверженной весеннему подпору
со стороны Томи, обусловило постепенное увеличение ее водности с 55 до 63%.
На целом ряде участков в результате дноуглубительных работ изменилась морфо-
логия не только отдельных перекатов, но и целых узлов разветвления. Таков участок
Орско-Борских - Гусиных - Белоглинских перекатов, расположенный в 70-90 км
ниже плотины Новосибирской ГЭС (рис. 1). Развитие правого рукава у о-ва Малень-
кого обусловило перенос в него судового хода (1970 г.). Узел разветвления о-вом
Маленьким составляет верхнее звено сопряженной системы разветвлений. Объем
работ по переводу фарватера был сравнительно невелик - менее 1 млн. м3. Впослед-
ствии этот рукав стал глубоким и многоводным: минимальные глубины в нем состав-
ляют 2,8-3 м, средние - 4-5 м (землечерпание последний раз проводилось в 1993 г.).
Его водность с 1975 по 1981 г. увеличилась в межень с 58-60 до 81%, а водность
39
Таблица I
Баланс наносов в рукавах Гусиного узла р. Оби в 1987-1997 гг.
Рукав Объем, тыс. м3 Размыв, тыс. м3 Аккумуляция, тыс. м3 Баланс, тыс. м3
1986 г. 1997 г. русло побочни, осередки русло побочни, осередки
Северная протока 1358 2262 904 — — — -904
Между о-вами Гусиный и Ниж. 111 33 — — — 78 +108,5
Гусиный Левый рукав 4273 3345 452 394 1379 2234 +2267
Верхняя часть от приверха 2467 1976 - 394 499 315 +420
о-ва Гусиный до 772-го км Между о-вами Ниж. Гусиный 1293 413 — — 880 1919,5 +2799,5
и "Второй" Нижняя левая протока 513 965 452 - - - -452
правого рукава сократилась с 36-40 до 19%. Правый рукав после 1972 г. довольно
интенсивно заносился, хотя в половодье он отвлекает до 1/3 расхода воды.
Приведение положения главного течения реки в соответствии с правилом
"восьмерки" потребовало выполнения дноуглубительных работ в среднем звене -
у о-ва Гусиного. Генеральной схемой трассы судового хода предлагалось разработать
правый рукав у о-ва Гусиного (Северную протоку), который, хотя и отличался малой
естественной водностью (9-12%), но представлял единственную перспективу улучше-
ния судоходных условий на Сухом и Гусином перекатах. Широкий (600-900 м) левый
рукав был для этого неблагоприятен вследствие перемещения по нему крупных песча-
ных отмелей. Для поддержания гарантированных глубин здесь ежегодно извлекалось
от 500 до 800 тыс. м3 грунта. Работы по переводу судового хода в Северную протоку
были начаты в 1979 г., для чего была разработана прорезь объемом 760 тыс. м3. Это
увеличило водность Северной протоки до 25% общего расхода в половодье и 33% -
в межень, при этом средняя максимальная глубина возросла с 1,8 до 3,2 м. Водность
левого рукава уменьшилась на 1/3 - до 63-67%. Дальнейшему развитию Северной
протоки препятствовали подстилающие дно тяжелые грунты (плотные глины и раз-
рушенная скала). К 1981 г. прорезь была занесена более чем наполовину, но затем
обмеление рукава замедляется, и средняя максимальная глубина устанавливается
в 2,4 м. Окончательный перевод судового хода был осуществлен в 1986 г. с разработ-
кой новой прорези (960 тыс. м3), снявшей верхний слой коренных пород. Работы
существенно улучшили условия судоходства. До разработки капитальных прорезей
(до 1970 г.) объемы землечерпания на всем участке достигали 1300 тыс. м3 в год. Уже
после выполнения первой очереди выправления - перевода судового хода в левый
рукав у о-ва Маленького - они снизились в 2-3 раза. После 1986 г. здесь лишь
эпизодически производится разработка отдельных перекатов в небольших объемах
(50-250 тыс. м3 в год), а в отдельные годы (1991, 1993, 1995, 1997-99 гг.) - не произ-
водится совсем.
Через 10 лет (к 1998 г.) глубины в Северной протоке возросли в среднем на 1,5-2 м,
а местами - на 3-3,5 м, составив в верхней части - 4,5-5 м, в средней (в районе
ухвостья о-ва Гусиный) - 3,0-4 м, на выходе - 2,4-3 м. Суммарная "емкость" протоки
(считая от меженного уровня) увеличилась с 1,35 до 2,65 млн. м3, т.е. общий отри-
цательный баланс наносов составил около 960 тыс. м3 (табл. 1), без учета размыва
берегов. Ширина рукава возросла в верхней части с 200-240 до 250-280 м, или на 10-
25%, а водность увеличилась до 35%, удельные расходы в половодье достигают
8,5 м3/с • м2.
40
о. Верхний
Рис. 2. Деформации дна русла р. Оби в Гусином узле в 1987-1997 гг.
1 - массивы поймы, сформировавшиеся до 1987 г.; 2 - массивы поймы, возникшие после 1987 г.;
3 - отложение наносов, м; 4 - размыв дна, м
Левый (бывший судоходный) рукав играет роль наносоотсасывающего: в нем от-
мечается интенсивная аккумуляция. Положительный баланс наносов за 10 лет после
прекращения в нем дноуглубительных работ (1987-97 гг.) составил более 2,7 млн. м3.
В верхней половине рукава аккумуляция в целом преобладает - его "емкость" умень-
шилась с 2,46 до 1,97 млн. м3, или на 32%. В то же время в нижней части отмечается
некоторый суммарный размыв - ее объем за 10 лет вырос с 513 до 965 тыс. м3, глав-
ным образом, за счет увеличения площади плесовой лощины под левым пойменным
берегом. Глубины здесь возросли с 3-4 до 6-7 м, и, в общей сложности, отсюда было
вынесено 450 тыс. м3 грунта. С 1975 по 1986 г. отмечался также интенсивный размыв
левого пойменного берега, который отступил на 70-80 м.
Левый рукав имеет ярко выраженную тенденцию к образованию новых разветвле-
ний - аккумуляция наносов происходит в его средней части, в полосе шириной
200-500 м (рис. 2). Максимальная величина повышения отметок дна вследствие акку-
муляции составила здесь 6-7,5 м. К настоящему времени рукав имеет два новых
вторичных разветвления в верхней и нижней части. Верхнее начало формироваться в
1983-86 гг., тогда это был небольшой (100 х 400 м) зарастающий песчаный осередок.
К 1997 г. его площадь возросла почти в 5 раз и сейчас здесь располагается остров
шириной 200 м и длиной 1,1 км с отметками на приверхе 3,4-3,7 м над меженным
урезом. Нижнее существует с середины 70-х годов, но остров здесь меньше и по раз-
мерам, и по высоте. После 1987 г. началось заиление протоки между этим "нижним"
островом и о-вом Ниж. Гусиный, где раньше проходил судовой ход. Оказавшись в ско-
ростной тени, она быстро была занесена; слой наносов составил, в среднем, 3-5 м.
достигая максимума на заходе в протоку (6-7,6 м). К 1993 г. глубины на заходе умень-
шились с 5-6 до 0-2 м, а к 1997 г. от сравнительно широкой (400 м) протоки осталась
лишь 80-120-м затонина у левого берега о-ва Ниж. Гусиный. Общий объем этой
протоки сократился с 1,29 млн. м3 до 413 тыс. м3, т.е. непосредственно в ней отложи-
лось до 880 тыс. м3 наносов. Еще около 1 млн. м3 "ушло" на наращивание правобе-
режного побочня у "нижнего" острова и левобережного - у о-ва Гусиного, который
уже в 1993 г. зарастал ивняком и кустарниками. В 1995 г. выше оголовка "нижнего"
острова возник новый небольшой осередок - зачаток будущего разветвления.
41
Разработка Северной протоки способствовала консолидации Гусиного островного
массива. Кроме обмеления протоки слева от о-ва Ниж. Гусиный, превратилась в ста-
ричное понижение и протока между о-вами Гусиный и Ниж. Гусиный, которая в
1986 г. имела глубину до 3 м, ширину 100-110 м и функционировали при уровнях
более 1,1-1,4 м выше меженного. Уже в 1993 г. заход в нее был перекрыт массивным
зарастающим побочнем, а в устье она пересыхала при уровнях менее 2,2 м над ме-
женным. Объем отложившихся в протоке наносов с 1986 по 1993 г. равен 110 тыс. м3.
Таким образом, к концу 90-х годов сформировался единый островной массив
(о-ва Гусиный - Ниж. Гусиный - ’’нижний”) длиной 3,1 км и максимальной шириной
до 1000 м.
Прекращение дноуглубительных работ в левом рукаве вызвало значительный рост
отметок крупных гряд. Уже в 1987 году отметки бывшего Сухого переката (на заходе
в протоку между о-вами Ниж. Гусиный и "нижний") увеличились на 1-1,3 м, а к 1991 г.
система плесовых лощин по трассе старого судового хода с глубинами в 3-6 м
распалась на отдельные звенья. В 1991-93 гг. сформировался перекат у оголовка
о-ва Гусиного; в это же время образовалась гряда шириной 100-200 м ниже ухвостья
"верхнего" разветвления. К 1991 г. в левом рукаве резко возросла амплитуда рельефа
дна: глубины на перекатах составляли всего 0,5-1 м, в то время как в плесовых
лощинах достигали 6-9 м. После 1991 г. началось постепенное заиление плесовых
лощин, и к 1997 г. в верхней части рукава их глубина уменьшилась до 4-6 м, при
сохранении глубин 0,5-1,5 м на перекатах.
Общий положительный баланс (около 1,5 млн. м3) свидетельствует о преобладании
в Гусином узле аккумуляции наносов, "ловушкой" для которых стал левый рукав.
Наносоотсасывающая роль левого рукава способствует стабилизации повышенных
глубин в Белоглинской протоке - левом судоходном рукаве в нижнем звене сопря-
женных разветвлений у о-ва Сосновый. Белоглинские перекаты, расположенные в
нем, практически не лимитируют судоходство.
Восстановление естественных глубин и общее обмеление русла при прекращении
дноуглубления отчетливо проявляется в рукавах, которые ранее были судоходными,
но в ходе выправления перестали быть таковыми, хотя существенного сокращения их
водности еще не произошло. Процессы, подобные происходящим в левом рукаве
Гусиного узла, характерны и для других рукавов, в которых после выправления русла
прекратилось землечерпание. Фактическое прекращение дноуглубительных работ на
значительных отрезках сопровождалось снижением гарантированных глубин и в судо-
ходных рукавах. В 90-е годы, в связи с экономическим кризисом, объем дноуглу-
бительных работ на трассе снизился более чем в 10 раз - до 300-500 тыс. м3 в год,
на значительных отрезках работы по поддержанию габаритов судового хода были
прекращены. Минимальные глубины в 1997-99 гг. на отдельных перекатах верхней
Оби доходили до 80-90 см, на участке Новосибирск - устье р. Томи - 135-145 см.
Водность реки в этот период, несмотря на значительные ежегодные колебания, не
имела направленной тенденции к уменьшению или увеличению. Среднегодовой
расход реки в створе Барнаула составлял 1450 ± 200 м3/с, в створе Новосибирской
ГЭС - 1630 ±300 м3/с.
Другим примером являются результаты дноуглубительных работ в Фоминском раз-
ветвлении, расположенном в 7 км ниже слияния Бии и Катуни. Максимальная ширина
русла Оби (с островами) здесь 2300 м. Правый берег реки незатопляемый, пред-
ставлен террасами высотой 6-9 и 18 м, левый - пойменный, с высотой бровки
2,8-3,5 м. Длина разветвления от оголовка о-ва Ожерельев до устья р. Песчаной
6,6 км, ширина русла Оби на входе (в створе оголовка о-ва Ожерельев) - 1200 м,
на выходе (между о-вами Оринин и Хмелевич) - 840 м (рис. 3).
Основные рукава - правый (Фоминская протока) и левый (Замятинская протока),
разделенные системой островов посередине реки. Проходящая вдоль террасы Фомин-
ская протока образует пологую излучину. Ее длина от приверха о-ва Большой
до ухвостья о-ва Черемуховый около 6 км, ширина - 500-700 м. Левый берег образует
42
Рис. 3. Деформации дна русла р. Оби в Фоминском узле в 1986-1994 гг.
1 - терраса; 2 - пойма; 3 - выправительные сооружения; 4 - отложение наносов, м; 5 - размыв дна, м
цепочка островов (Чащевитый, Воробьевский, Ниж. Ожерельев, Черемуховый и ряд
более мелких). В начале 80-х годов они были соединены дамбами и к настоящему
времени (за исключением о-ва Черемуховый) слились в единый массив длиной 3,5 км
и шириной 600-800 м. Замятинская протока длиной 4 км располагается между этим
островным массивом и о-вом Большой и левобережной поймой. Она имеет широкий,
до 750 м, заход (между о-вами Большой и Чащевитый) и относительно узкое (350 м)
устье. Между ухвостьем объединенных островов и о-вом Черемуховый оба рукава
соединяет узкая (70-100 м) и короткая (480 м) протока, водность которой колеблется
в пределах 15-28% общего расхода Оби. Уровень воды в Замятинской протоке у о-ва
Черемуховый на 15 см превышает уровень воды в Фоминской протоке. Рукав слева от
о-ва Большой имеет длину 2100 и ширину 220-460 м. Его водность постоянно растет:
если в 70-80-е годы она составляла от 7,5 до 14-19% в зависимости от уровней,
то в 90-е годы колебалась в пределах 24-25%. Протока между о-вом Ожерельев
и левобережной поймой длиной 1,9 км и шириной около 150 м маловодна (3% общего
расхода при уровнях выше 200 см по г/п Фоминское) и в межень пересыхает.
Судовой ход до 1986 г. проходил в Замятинской протоке; однако многочисленные
попытки стабилизировать его положение (объединение островов дамбами, значи-
тельные - 150-400 тыс. м3 - объемы землечерпания) успеха не имели. В 1986 г. судо-
вой ход был переведен в Фоминскую протоку, для чего была выполнена серия проре-
зей. Объем работ в 1986 г. составил 900 тыс. м3, в 1987 г. - 787 тыс. м3. Перенос судо-
вого хода в Фоминскую протоку, проходящую вдоль террасы и имеющую относи-
тельно стабильный рельеф русла, оставил вне трассы несколько затруднительных
и очень неустойчивых перекатов. После 1987 г. в Фоминской протоке лишь эпизоди-
чески производится эксплуатационное землечерпание в объемах 30-100 тыс. м3 в год.
До 1985 г. Фоминская и Замятинская протоки были примерно одинаковыми по
размерам (их объем, считая от меженного уреза, в 1985 г. составлял 1,63 и 1,73 млн. м3
соответственно, табл. 2), и конкурировали по водности. Водность Замятинской
протоки (50-55% на входе и 58-69% на выходе) несколько превышала водность
Фоминской (22-40% на входе и 37-42% на выходе). Этому способствовало струе-
направляющее влияние мыса правого берега непосредственно выше разветвления
у с. Одинцовка и, главным образом, постоянные дноуглубительные работы в Замя-
тинской протоке. Уже через 8 лет после перевода фарватера в Фоминскую протоку
43
Таблица 2
Размыв и аккумуляция в протоках Фоминского узла в 1985-1994 гг.
Рукава Объем, тыс. м3 Баланс, тыс. м3 Размыв берегов, тыс. м3 Аккумуля- ция на пой- ме, тыс. м3 Общий ба- ланс, тыс. м3
1985 г. 1994 г.
Фоминский 1632 2024 -392 716 502 -606
Замятинский 1735 949 +786 0 350 +1136
Между о-вами Большой и Оже- 229 241,5 -12,5 153,5 0 -166
рельев Между о-вами Черемуховый и Ожерельев 40 95 -55 40 0 -95
(к 1994 г.) ее водность возросла почти на 1/3 - до 60% на входе и 75% - на выходе;
а водность Замятинской - уменьшилась вдвое - до 25-30%. В Фоминскую протоку
поступает вода не только Бии, но и Катуни. Это было заметно уже в 1994 г. - линия
раздела вод этих рек проходила примерно посередине протоки (вода Катуни имеет
почти в 10 раз большую мутность, чем Бии). Замятинский рукав и все левые протоки
питаются Катунским потоком.
Замятинская протока резко обмелела после перевода из нее судового хода, осо-
бенно в верхней и средней частях, и лишь ниже оголовка о-ва Черемуховый в ней
местами сохранились прежние глубины. Отмечается разрастание побочней, при-
легающих к о-ву Большой, у о-ва Ожерельев и в нижней части у левобережной
поймы. Расположенные в шахматном порядке побочни объединяются между собой
мелководными гребнями с глубинами не более 0,6-1,3 м. Полностью занесена пле-
совая лощина на входе в рукав, величина слоя аккумуляции наносов составила здесь
3,4 м. Общая "емкость" рукава с 1985 по 1994 г. уменьшилась с 1,7 млн. м3 до
0,95 млн м3, положительный баланс наносов составляет 1,14 млн. м3, средняя толщина
слоя аккумуляции 1,5-2 м, максимальные значения достигают 3—5,5 м. Рост отметок
перекатов (рис. 3) отмечался еще в 80-е годы; после 1985 г. отложение наносов на
гребнях резко усилилось, началось также заполнение плесовых лощин. Наиболее
мощная аккумуляция отмечалась на бывшем Ниж. Фоминском перекате и в нижней
части протоки у о-ва Черемуховый, где в плесовой лощине у левого пойменного
берега в 1991-94 гг. отложился слой наносов мощностью до 5 м.
В протоках слева от о-ва Большой, а также в протоке между о-вами Черемуховый
и Ниж. Ожерельев преобладает размыв дна и берегов; но общий объем вынесенного
за 10 лет материала сравнительно невелик (166 и 95 тыс. м3 соответственно).
Рельеф дна Фоминский протоки за последние 15 лет существенно изменился.
В целом, здесь преобладает размыв, средние глубины увеличились на 1-1,5, местами-
на 3 м: в верхней ее части, от захода до ухвостья о-ва Воробьевский - с 0,5-1,2 м до
3-3,7 м, в средней части - с 1,5-1,8 до 2,5 м, на выходе - с 1,2-2 до 3 м. Выполнение
прорезей способствовало концентрации потока в правой части русла, вблизи берега
террасы (рис. 4). Здесь же находится основная зона размыва; сам берег также интен-
сивно размывается, отступив за 10 лет местами на 50-90 м. Существовавшие в лево-
бережной части русла отмели сильно увеличились в размерах, как вследствие укладки
на них отвалов, так и из-за перераспределения удельных расходов воды по ширине
русла, в пределах отмелей заметно увеличились массивы молодой поймы и зара-
стающих песков, что указывает на их стабилизацию. Произошло значительное суже-
ние русла в пределах изобаты 1 м (до 250-300 м в верхней и средней частях протоки),
что улучшает условия саморазмыва перекатов. В настоящее время они представляют
собой невысокие гряды длиной 300-700 м с амплитудой 1,6-1,8 м. В высокое
половодье они увеличиваются в размерах, что приводит к необходимости периоди-
44
Рис. 4. Аккумуляция наносов в Замятинской протоке
Продольный профиль дна: / - в 1977 г., 2 - в 1994 г.
чески проводить дноуглубление. В нижней части рукава русло приобрело, в основном,
плесовый характер, чему способствовала дамба длиной 2 км, отсыпанная против устья
р. Чемровки. Она позволила сузить русло, ликвидировав выбоину по правому берегу
и препятствует выносу наносов из р. Чемровки, которые формировали перекат
в нижней части Фоминской протоки. Общий отрицательный баланс наносов за 10 лет
(табл. 2) составил в Фоминской протоке около 0,6 млн. м3. Это сравнительно неболь-
шая величина, вдвое меньшая, чем объем прорезей, выполненных в 1986 и 1987 гг.
Относительно небольшое увеличение объема рукава объясняется тем, что размыв
по правому берегу компенсируется отложением материала в левой части русла,
у о-вов Чащевитый, Воробьевский и Ожерельев. Общий положительный баланс
в 0,4-0,5 млн. м3 в целом по узлу свидетельствует, что здесь, как и в Гусином узле на
средней Оби, русло постепенно возвращается к естественному состоянию.
Таким образом, дноуглубительные работы являются важным фактором развития
разветвленного русла, воздействуя на распределение стока между рукавами и опре-
деляя особенности отложения наносов. Стабилизированное вследствие дноуглубления
русло представляет уже природно-техногенную систему, и, как любое инженерное
сооружение, требует определенного ухода, ремонта и обслуживания. В противном
случае оно перестанет функционировать, произойдет восстановление природной
системы, хотя техногенные ее составляющие местами или частично будут долгое
время сохраняться.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
I. Плескевич Е.М., Чалов Р.С. Внедрение результатов исследований // Речной транспорт. 1987. № 8.
С. 48-59.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 29.12.2000
THE IMPACT OF DREDGING ON EVOLUTION OF THE BRANCHING CHANNEL
SEGMENTS OF THE OB’
V.V. SURKOV
Summary
The dredging along the waterway of the Ob' became the main factor of its channel formation. At the branching
channel segments dredging causes the redistribution of the runoff, conduces to overgrowing of shallows, to
consolidation of islands and island massives. It concentrates the runoff in the navigable channels and intensifies the
bottom erosion. The abortion of dredging leads to rapid accumulation: in some channels 3-7 m sediment masses were
accumulated during 10 years, total volume reaching 1-3 • 106 m3.
45
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№4
октябрь - декабрь
2001
МЕТОДИКА НАУЧНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ
УДК 551.4.012:551.438
© 2001 г. С.И. БОЛЫСОВ, О.Е. ПОЛЫНОВА
БИОИНДИКАЦИОННЫЕ МЕТОДЫ В ГЕОМОРФОЛОГИИ
Биоиндикационные методы в геоморфологии основаны на взаимосвязи рельефа
и организмов, на возможности использования растений и животных в качестве инди-
каторов особенностей рельефа и отложений. Работы по биоиндикации можно раз-
делить на несколько направлений, основанных на различии методик, а главное - на
различии целей их использования. Одними из первых были разработаны методы ис-
пользования растительности как индикатора различных горных пород при состав-
лении геологических карт. Биоиндикация для целей геологии активно внедрялась как
в нашей стране [1], так и за рубежом [2, 3]. На современном этапе она в основном
нацелена на определение загрязнения окружающей среды [4]. Е.Г. Мяло [5] был
произведен анализ экологических связей растительного покрова на разных уровнях
его организации, выявлены закономерности географической изменчивости этих свя-
зей, разработана методика картографического отображения экологической диффе-
ренциации растительного покрова. Кроме того, на многочисленных примерах были
показаны возможности индикации абиотических условий (в том числе геологического
и геоморфологического строения), природных и антропогенных процессов.
В ландшафтных исследованиях биоиндикаторы используются более широко - для
изучения как горных пород, так и почвы и других компонентов ландшафта [6, 7].
В геоморфологии биоиндикация применяется в основном для исследований совре-
менных процессов, а также возраста рельефа и отложений [8]. Методические приемы
можно разделить на фито- и зооиндикацию, при этом использование растений
освоено значительно шире, чем изучение животных как показателей условий среды.
Видимо, это связано со сложностью зоогеографических исследований и неполнотой
информации об индикационных свойствах животных.
На основе литературных данных авторами была составлена классификация био-
индикационных методов в геоморфологии. Деление основано на том, какие аспекты
рельефа (морфология, генезис, возраст или динамика) изучаются при помощи этих
индикаторов. Схема классификации представлена на рисунке.
Методы биоиндикации морфологии рельефа включают в себя фитоиндикацию
границ отдельных его форм, известно, что границы растительных сообществ нередко
совпадают с таковыми форм рельефа. Это свойство широко применяется для де-
шифрирования аэрофотоснимков, а также непосредственно при полевых исследова-
ниях. Кроме того, изменение зональных типов растительности влечет за собой изме-
нение типа рельефа (например, увеличение эрозии в степной зоне по сравнению
с лесной). Границы форм рельефа нередко подчеркиваются изменением плотности
зоогенных микроформ. Так, увеличение плотности кротовин происходит на бровках,
тыловых швах, конусах выноса [9].
46
Классификация биоиндикационных методов изучения рельефа
Изучение генезиса рельефа связано с биоиндикацией характера горных пород,
слагающих формы рельефа. К биоиндикационным методам может относиться изуче-
ние органогенных пород. Кроме того, по набору видов растений и, в меньшей степени,
животных можно судить о характере и составе поверхностной горной породы. Это
связано с тем, что некоторые организмы требовательны к условиям субстрата, напри-
мер, есть живущие на песках (псаммофилы), на засоленных почвах (галофилы),
карбонатах (кальцифилы) и т.д.
К биоиндикационным методам изучения возраста рельефа относятся палеонтоло-
гические и фитоценотические. Палеонтологические методы основаны на изучении
погребенных остатков растений (палеоботанические) и животных (палеофауни-
стические). К палеоботаническим методам можно отнести также спорово-пыльце-
вой анализ, диатомовый (водоросли), карпалогический (семена), органографиче-
ский (отпечатки), палеоксинологический (срезы деревьев). К палеофаунистическим
методам относятся: исследование малакофауны, палеоэнтомологический (насеко-
мые), исследование суфоссильных костных остатков позвоночных животных, органо-
графический (отпечатки преимущественно беспозвоночных животных), а также
исследования животных, сохранившихся практически целиком.
Фитоценотический метод основан на закономерностях сукцессий растительности на
свежих субстратах, при его помощи обычно определяется относительный возраст
форм рельефа.
К биоиндикационным методам изучения возраста можно также отнести палеопе-
дологический (изучение ископаемых почв) и исследование ископаемых углей. Дендро-
хронологический и лихенометрический методы рассматриваются отдельно, так как
они используются для определения возраста молодых форм рельефа (максимум
последние тысячелетия).
Изучение современной динамики процессов рельефообразования при помощи
биоиндикационных методов включает в себя: индикацию тектонических нарушений
(по растительности и зооформам), изменения морфологии растений на склонах,
изучение биогенного осадконакопления и плотности зооформ, изучение растительных
сукцессий на участках с высокой скоростью процессов. Часть этих методов приме-
няется часто, некоторые остаются слабоизученными.
47
Биоиндикационные методы используются для изучения рельефа с различных точек
зрения, некоторые направления разработаны довольно хорошо (биоиндикация
возраста, динамики), тогда как другие остаются в тени. Часть методов достаточно
трудоемка, в то время как другие можно применять непосредственно при полевых
исследованиях. Во многих случаях биоиндикационный метод оказывается хотя и не
абсолютно достоверным, но относительно дешевым и вполне надежным. Выбор
методов зависит, прежде всего, от задач исследования, а также от природных условий
изучаемого района.
Разработка методики биоиндикационных исследований рельефа и отложений про-
изводилась авторами на примере двух полигонов - Сатинской учебно-научной станции
и биостанции Института проблем экологии и эволюции "Малинки”. Оба полигона
расположены в Подмосковье в сходных географических условиях. Это позволило
производить сопоставление полученных данных. Территория Сатинского полигона
полноценно исследована как с точки зрения геолого-геоморфологического строения,
так и растительности; выявлены общие закономерности взаимосвязи биоты с мор-
фолитогенной основой [10]. Поэтому Сатинский полигон был использован как
"эталонный” для создания биоиндикационной таблицы отложений.
Для проверки данных полученной таблицы были использованы полевые материа-
лы по полигону "Малинки”; для обоих полигонов использовался единый методический
подход.
Метод составлений биоиндикационных таблиц широко применялся как предвари-
тельный при составлении геологических карт. В биоиндикационной таблице террито-
рии показывается связь объекта индикации (в нашем случае это отложения различно-
го литологического состава, имеющие разный возраст и генезис) с биоиндикатором
(растительным сообществом). При геологических исследованиях в качестве биоинди-
каторов обычно используются отдельные виды растений, однако такие исследования
удобно проводить лишь на территориях с достаточно простыми фитоценозами
(обычно в аридных условиях). Использование растительных сообществ обычно слож-
нее, однако в гумидных условиях такой метод считается более правильным [1].
При составлении биоиндикационной таблицы для каждого типа отложений необхо-
димо выявить характерное растительное сообщество, произрастающее преимуще-
ственно на данных отложениях и нехарактерное для других мест. Для этого было
решено использовать две методики, а затем сравнить их результаты. Первая методика
основана на анализе комплексных профилей, отражающих геолого-геоморфо-
логическое строение территории и характер растительности. Вторая - на сопостав-
лении карт четвертичных отложений и растительности. На основе каждой методики
были получены биоиндикационные таблицы для Сатинского полигона. При их
сопоставлении оказалось, что таблица, основанная на анализе профилей, не отражает
всех генетических типов отложений, однако методика ее составления значительно
проще. Полученная для Сатинского полигона итоговая биоиндикационная таблица
отражает все типы отложений, но некоторые из них характеризуются похожими
растительными ассоциациями. Обычно это разновозрастные отложения одинакового
генезиса, либо отложения, имеющие сходный литологический состав. Это, вероятно,
связано с тем, что растительность, прежде всего, зависит от литологии отложений,
в то время как возраст пород оказывает меньшее влияние. Кроме того, на между-
речных пространствах распространение покровных суглинков нивелирует различия
подстилающих их отложений.
На территории Малинского полигона летом 1999 г. были произведены полевые
описания фитоценозов, что позволило использовать биоиндикационный метод для
определения отложений, на которых произрастают описанные фитоценозы. При этом
важно учитывать геоморфологическое положение точки наблюдения. Поскольку для
биостанции "Малинки" имеется ландшафтная карта, полученные при помощи
биоиндикации данные были проверены. Таким образом, итоговая биоиндикационная
таблица Сатинской станции была использована для другой территории.
48
В целом, эта таблица подходит и для применения на других сходных участках. Ее
недостатком является присутствие, а зачастую и преобладание во всех растительных
ассоциациях мелколиственных пород деревьев, которые часто не могут являться
биоиндикатором. Фитоценозы Малинского полигона менее нарушены, здесь много
условно коренных лесов, однако некоторые типы отложений (разновозрастные аллю-
виальные) не встречаются. Поэтому для составления сводной биоиндикационной
таблицы для Подмосковья целесообразно исследовать несколько эталонных поли-
гонов.
На Малинском полигоне широко представлены свойства фитоценозов как индика-
торов морфологии рельефа. Прежде всего, биоиндикатором являются сообщества
черной ольхи, произрастающие только в днищах оврагов и на низких поймах рек, что
связано с избыточным увлажнением данных участков. В черноолыпаниках нередко
присутствует черемуха, в травянистом ярусе преобладают крапива двудомная (Urtica
dioica) и таволга вязолистная (Filipendula ulmaria). При переходе с низкой поймы на
высокую черноолыпаники сменяются лугами. По краю высокой поймы произрастают
сообщества зонтичных трав - купырь лесной (Anthriscus sylvestris), сныть обыкно-
венная (Aegopodium podagraria), дудник лесной (Angelica sylvestris) с разнотравьем
и злаками. В центральной части высокой поймы сообщества зонтичных трав усту-
пают место разнотравно-злаковым лугам, которые занимают наиболее возвышенные
участки поймы. Тыловой шов подчеркивается сменой лугов смешанными лесами. По
днищам оврагов, не занятым черноолыпаниками, произрастают сообщества крапивы
и таволги, сменяющиеся на склонах зонтичными травами. Эта смена подчеркивает
границы днища оврага. Такие особенности растительности облегчают полевые описа-
ния мезоформ рельефа.
Таким образом, исследования по Сатинскому и Малинскому полигонам подтвер-
дили свойства фитоценозов как индикаторов отложений и морфологии рельефа. Для
индикации генетических типов отложений целесообразно составление биоиндика-
ционных таблиц. При использовании комплексных профилей для выявления биоинди-
каторов отложений важно рассматривать достаточно большое число различных по
геолого-геомофологическому строению профилей. При сопоставлении карт важно
уделять внимание условно коренным растительным сообществам. Применение биоин-
дикационной таблицы Сатинского полигона для полигона "Малинки" подтвердило
достоверность полученных в таблице результатов. Применяя биоиндикационные
таблицы, надо учитывать геоморфологическое положение описанного фитоценоза.
Характер растительности определяется, прежде всего, литологическим составом
отложений, который, в свою очередь, зависит от их генезиса. Возраст отложений
оказывает слабое влияние на состав растительных ассоциаций исследуемой терри-
тории, хотя некоторые различия в растительном покрове генетически однородных, но
разновозрастных поверхностей (в частности, аллювиальных уровней) отмечаются.
Каждый полигон имеет свою специфику, поэтому биоиндикационная таблица, состав-
ленная по одному полигону, не может являться универсальной. Растительность
является биоиндикатором морфологии рельефа, растительные контуры нередко
совпадают с формами мезо- и микрорельефа. Это свойство можно использовать как
при полевых, так и при камеральных исследованиях.
Таким образом, авторами изучены возможности применения биоиндикационных
методов в геоморфологических исследованиях; на основе литературных данных
составлена классификация биоиндикационных методов в геоморфологии, разрабо-
тана методика исследований отложений на основе анализа растительных сообществ
для территории южного Подмосковья. Составлена биоиндикационная таблица для
Сатинского полигона, данные которой были проверены на территории биостанции
"Малинки". Кроме того, изучены возможности полевых и камеральных биоиндика-
ционных исследований морфологии рельефа. Биоиндикация является перспективной
методикой изучения свойств рельефа и отложений.
49
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
I. Викторов С.В., Востокова Е.А., Вышивкин ДД. Основы индикационной геоботаники. М.: Госгеол-
техиздат, 1961. 87 с.
2. Lovering T.S., HuffL.C., Almond Н. Dispersion of copper from San Manuel Deposit // Economic Geology. 1950.
V. 45. № 6. P. 507-514.
3. Кэннон ХЛ., Клейнхемпл Ф.Дж. Ботанические методы, применяемые для поисков урана // Геология
атомных сырьевых материалов. М.: Гос. науч.-техн, изд-во лит. по геол, и охране недр, 1956.
С.461-472.
4. Биоиндикация загрязнения наземных экосистем/Р. Шуберт. М.: Мир, 1988. 350 с.
5. Мяло Е.Г. Экологический анализ растительного покрова как основа фитоиндикации и прогноза
состояния экосистем: Автореф. дис. ... док. геогр. наук. М.: МГУ, 2000. 57 с.
6. Виноградов Б.В. Основы ландшафтной экологии. М.: ГЕОС, 1998. 316 с.
Т.Лукичева А.Н. Северотаежная растительность Сибирской платформы в связи с геологическим
строением. Л.: Наука, 1972. 240 с.
8. Серебрянная Т.А. Фитоиндикационные методы в геоморфологии // Геоморфология (Итоги науки
и техники). М.: ВИНИТИ АН СССР, 1989. 154 с.
9. Болысов С.И. Биогенное рельефообразование на суше, зональность и периодичность // Экологические
аспекты теоретической и прикладной геоморфологии. М.: Изд-во МГУ, 1995. С. 263-268.
10. Комплексная географическая практика в Подмосковье // Г.И. Рычагов. М.: Изд-во МГУ, 1980. 210 с.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 20.03.2001
BIOINDICATIONAL METHODS IN GEOMORPHOLOGY
S.I. BOLYSOV, O.E. POLYNOVA
Summary
The contemporary bioindicational approach to the geomorphologic problems is considered. A description of such
methods and their new classification is given. Authors, taking two test sites in the Moscow Region as an example,
illustrate the use of bioindication in morphologic and depositional analysis.
50
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№4
октябрь - декабрь
2001
НАУЧНЫЕ СООБЩЕНИЯ
УДК 551.462(262.5)
© 2001 г. О.А. БЛИНКОВА
МОРФОЛОГИЯ ПОДВОДНЫХ КАНЬОНОВ ЗАПАДНО-КАВКАЗСКОГО
РАЙОНА ЧЕРНОГО МОРЯ
Многими авторами отмечалось, что материковый склон, расположенный в Западно-Кавказ-
ском районе Черного моря, прорезан многочисленными подводными каньонами [1-3].
Морфология и происхождение же этих каньонов вплоть до настоящего времени были иссле-
дованы явно недостаточно. В первую очередь это было связано с малым количеством батимет-
рических данных по этому району, что, в свою очередь, было вызвано отсутствием соответ-
ствующих технических средств изучения морского дна. Летом 1997 г. были проведены деталь-
ные исследования с использованием многолучевого эхолота Konsberg SIMRAD ЕМ-12. Анализ
полученных данных позволил сделать некоторые заключения о строении и происхождении
подводных каньонов, расположенных на материковом склоне близ городов Туапсе и Джубга.
Для детального анализа были использованы батиметрические данные по участку площадью
около 200 км2, включающему шельф, материковый склон и материковое подножие.
Осадки шельфа представлены глиной, постепенно переходящей в илы по мере удаления
от берега. Шельф имеет плоскую и гладкую поверхность, переход в материковый склон четко
выражен. Склон, средней крутизной около 6°, прорезан большим количеством крупных
и мелких каньонов, переходящих в широкие V-образные долины у его подножия. Осадочный
покров склона состоит из очень мягкой глины, подверженной частым оползням.
Визуальный анализ рельефа, реконструированного по его цифровой модели, и сети тальве-
гов, выделенной в пределах исследуемого участка методом "падающей капли" (рис. 1), позво-
ляет предположить, что каньоны, расположенные в пределах материкового склона, не являют-
ся однородными по всей длине, а состоят из двух частей различного происхождения. Более
мелкие и узкие каньоны находятся в верхней части материкового склона, а более широкие
и глубокие - в нижней; граница проходит на глубине около 820 метров. Рисунок сети каньонов
в пределах этих частей тоже различен. Кроме того, в долине, расположенной на материковом
подножии, также методом "падающей капли" была выделена сеть каналов. Следовательно,
каньоны имеют неоднородное строение по всей длине и могут быть условно разделены на три
участка, проходящих по верхней части материкового склона, его нижней части и по материко-
вому подножию. Для подтверждения этого проведем более тщательное исследование строения
морского дна с применением методов численного анализа рельефа суши - статистического,
спектрального и структурного.
Основанием для использования этих методов явились три группы фактов.
1. Наличие в районе исследуемого участка мутьевых потоков, скорость которых достигает
20 м/с. То, что глинистые осадки материкового склона легко эродируются, позволило нам
предположить, что мутьевые потоки действуют подобно потокам воды на суше и играют на
материковом склоне значительную рельефообразующую роль.
2. Визуальный анализ рельефа исследуемого участка морского дна, реконструированного
по цифровой модели рельефа (ЦМР), показал, что его поверхность имеет строение,
морфологически сходное с флювиальным рельефом суши.
51
Рис. 7. Сеть тальвегов, выделенная в пределах исследуемого участка
3. Анализ результатов статистического исследования сетей тальвегов и водоразделов, выде-
ленных в пределах тестового участка, подтвердил, что для этих сетей типичны основные зако-
номерности, характерные для флювиального рельефа и приведенные, в частности, в работе [4].
Методология численного анализа рельефа во многом базируется на понятии структурной
модели рельефа, разработанной И.Г. Черваневым [5]. Проведенный анализ включал в себя:
1) выделение структурных линий рельефа (тальвегов и водоразделов), их классификацию и
предоставление в виде набора взаимосвязанных таблиц; 2) статистический и спектральный
анализ структурных линий рельефа (исследование его локальных характеристик); 3) построе-
ние поверхностей различных порядков; 4) анализ поверхностей различных порядков и их
комбинаций (исследование интегральных характеристик рельефа).
Характеристика рельефа различных зон
Нами были проанализированы характер сочленения потоков каньонов, рисунок эрозионной
сети, глубина расположения каньона, характер базисных и вершинных поверхностей в зоне
каньона, глубина эрозионного расчленения, направление структурных линий, профили таль-
вегов и их спектры.
Из рис. 2 видно, что длина тальвегов 1-го порядка минимальна в нижней части материкового
склона. Среднеквадратичное отклонение длин тальвегов 1-го порядка в нижней части
материкового склона также намного меньше, чем в его верхней части и на материковом
подножии. Это говорит о том, что тальвеги 1-го порядка в нижней части материкового склона в
среднем значительно короче и однороднее по длине, чем в верхней части и на материковом
подножии, что, в свою очередь, может говорить о существенных различиях рельефа этих двух
зон.
Диаграмма средних длин водоразделов различных порядков в верхней и нижней частях мате-
рикового склона и на материковом подножии практически полностью повторяет диаграмму,
построенную для тальвегов различных порядков в этих зонах.
Спектральный анализ профилей структурных линий
различного порядка
Для спектрального анализа структурных линий исследуемого участка морского дна восполь-
зуемся методами авторегрессионного спектрального оценивания. Проанализируем профиль
водораздела Ш-го порядка, имеющего большую длину и проходящего через весь материковый
склон и, частично, расположенного на материковом подножии (рис. 3). Результаты расчетов
спектров участков водораздела Ш-го порядка в верхней и нижней частях материкового склона
представлены на рис. 4.
Из спектров видно, что в обоих частях профиля водораздела Ш-го порядка имеется по два
четко выраженных пика. Первый расположен в обоих спектрах примерно на одинаковой часто-
те и, возможно, является следствием общего выполаживания поверхности, на которой находит-
ся водораздел. Другая пара пиков не совпадает по частотам, что говорит о том, что профиль
52
м
Рис. 2. Средние длины тальвегов I-го порядка и стандартные отклонения этих длин в верхней
и нижней частях материкового склона и на материковом подножии
1 - средняя длина, 2 - среднеквадратичное отклонение
водораздела Ш-го порядка имеет различную периодическую составляющую в разных зонах
и, следовательно, это может свидетельствовать о несоответствии строения каньонов, располо-
женных в верхней и нижней частях материкового склона.
Особенности строения базисных и вершинных поверхностей
Для выявления интегральных особенностей строения рельефа исследуемого участка мор-
ского дна и его геоморфологического зонирования рассмотрим строение базисных, вершинных
и разностных поверхностей различных порядков.
В общем виде вершинные и базисные поверхности строятся путем интерполяции точек,
принадлежащих структурным линиям (тальвегам или водоразделам) одного порядка. Вершин-
ные поверхности позволяют реконструировать исходные поверхности эродирования, причем,
чем больше порядок учитываемых водоразделов, тем более древняя поверхность "восстанавли-
вается" (так как линии старших порядков закладывались первыми). Базисные поверхности
моделируют поверхности базисов денудации.
Вершинную поверхность I-го порядка, изображенную на рис. 5, можно разделить на три
различные зоны: верхний практически гладкий склон (эта область соответствует верхней части
материкового склона), расположенную ниже волнообразную поверхность (соответствует ниж-
ней части материкового склона) и еще ниже - вогнутый участок поверхности (соответствую-
щий долине на материковом подножии). Так как вершинная поверхность представляет собой
исходную поверхность эродирования, можно утверждать, что три выделенные области гене-
тически неоднородны изначально. Базисная поверхность I-го порядка сходна по своему внеш-
нему виду и строению с вершинной поверхностью I-го порядка, поэтому не рассматривается,
в ее пределах также можно выделить три области.
На рис. 6 изображены разностные поверхности I-го и П-го порядков, которые характери-
зуют глубину расчленения рельефа в различных геоморфологических зонах морского дна. Вид
поверхности, изображенной на рис. 6«, свидетельствует о том, что максимальная глубина
расчленения поверхности I-го порядка приурочена к зонам перехода между верхней и нижней
частями материкового склона и между его нижней частью и материковым подножием.
На разностной поверхности П-го порядка (рис. 66) выделяются три различных участка.
Первый соответствует зоне 2 (рис. 7) и является практически монотонно снижающимся скло-
ном. Затем значение эрозионного расчленения поверхности П-го порядка резко увеличивается.
Далее, в пределах области, соответствующей нижней части материкового склона, разностная
поверхность П-го порядка опять снижается (практически параллельно склону в области, соот-
ветствующей зоне 2) вплоть до области, соответствующей материковому подножию, где наклон
поверхности меняется на противоположный. Минимальное значение эрозионного расчленения
53
Рис. 4. Спектры водораздела Ш-го порядка в верхней и нижней частях материкового склона
1 - зона 2, 2 - зона 4
поверхности П-го порядка достигается в пределах области, соответствующей материковому
подножию, а потом глубина эрозионного расчленения начинает увеличиваться в направлении
к окружающему валу.
Выделение различных геоморфологических зон
в пределах исследуемого участка
Визуальный, статистический и спектральный анализы линий тальвегов и водоразделов
(структурных линий рельефа) показывают, что исследуемый участок морского дна может быть
разделен на несколько геоморфологических зон (рис. 7):
54
Рис. 5. Вершинная поверхность 1-го порядка
1) зону столообразного шельфа (погруженная окраина материка), расположенную на
глубине около 120 м (зона 1);
2) верхнюю часть материкового склона (до глубины приблизительно 820 м) с каньонами
предположительно эрозионного происхождения (зона 2);
3) среднюю часть материкового склона, где каньоны приурочены к тектоническим склад-
ками (до глубин около 1450 м - зона 4);
4) широкую эрозионную долину у подножия материкового склона, изрезанную каналами
суспензионных потоков, сформированных в толще рыхлых морских отложений (зона 6);
5) окружающий вал, созданный в результате отложения материала, выносимого суспензион-
ными потоками (зона 7).
Кроме перечисленных, можно выделить еще две переходные зоны:
а) участок, предположительно соответствующий древнему погруженному шельфу (зона 3
на рис. 7); в этой области глубина расчленения 1-го порядка превышает ее значения для
окружающих областей;
б) участок, расположенный у самого подножья материкового склона между зоной тектони-
ческих складок и долиной на материковом подножии (зона 5 на рис. 7), в пределах которой
также увеличена глубина расчленения поверхности 1-го порядка.
Повышенная глубина расчленения в этих переходных зонах может быть объяснена накопле-
нием в них толстого слоя осадков и, одновременно, наличием эродирующих потоков. Другими
словами, именно в этих переходных зонах, по-видимому, наиболее интенсивно протекают лито-
динамические процессы.
Столообразный шельф представляет собой практически гладкую поверхность, расположен-
ную на глубине около 120 метров (зона 1). Граница между подводной окраиной материка
и зоной материкового склона четко выражена.
На глубинах от 120 до 820 расположена зона 2, в пределах которой каньоны, вероятно,
имеют эрозионное происхождение. Описание этого участка приведено в работах [6, 7] где
‘указано, что исследуемая территория испытывает относительное опускание. Изучая побережье
Северо-Западного Кавказа, Е.Е. Милановский отмечает, что в этом районе в рельефе морского
дна сохраняются следы затопленного древнего горного рельефа, выработанного в субаэраль-
ных условиях. Опусканияе этих участков происходило после формирования среднегорного
55
Рис. 6. Разностная поверхность I-го (а) и П-го (б) порядков
рельефа [8]. Возможно, остатки речных долин, зал сжившихся на суше, впоследствии были
размыты мутьевыми потоками и сформировали сеть подводных канвонов, которая имеет здесь
ряд особенностей: преобладает "остроугольный" характер сочленения притоков (такой тип
сочленения характерен для эрозионных систем, заложившихся на крутых склонах [9]) и "парал-
лельный" тип рисунка сети каньонов.
Можно предположить, что зона 3 представляет собой древний шельф, в пределах которого
глубокие эрозионные формы были сформированы в результате протекания двух взаимодейст-
вующих процессов - накопления материала, вынесенного реками, и врезания каньонов. В на-
стоящее время древний шельф характеризуется повышенной глубиной расчленения и продол-
жает размываться суспензионными потоками.
В зоне тектонического рельефа (4) каньоны, расположенные в верхней части материкового
склона и сформированные на основе древней погрузившейся речной эрозионной сети, сочле-
нены со складками тектонического происхождения, формирующими килевые линии склона,
которые простираются до глубины около 1450 метров. В этой зоне преобладает "прямоуголь-
ный" характер сочленения притоков. Согласно [9], такой тип сочленения может быть обуслов-
лен структурой коренных пород. Тип рисунка эрозионных систем при переходе от флювиаль-
ного к тектоническому рельефу меняется с "параллельного" на "перистый". Структурные
линии в этой зоне имеют различное направление: линии выше П-го порядка направлены на
юго-восток, а линии 1-го - на восток.
В зоне 4 выделяются три крупных хребта. Их склоны имеют средние углы наклона около
16°, однако структура их поверхностей различна. Склоны, ориентированные на ЮВ, имеют
гладкую поверхность, а северо-западные прорезаны большим количеством параллельных
ложбин.
56
Рис. 6. Разностная поверхность 1-го (а) и И-го (б) порядков
рельефа [8]. Возможно, остатки речных долин, заложившихся на суше, впоследствии были
размыты мутьевыми потоками и сформировали сеть подводных канвонов, которая имеет здесь
ряд особенностей: преобладает "остроугольный" характер сочленения притоков (такой тип
сочленения характерен для эрозионных систем, заложившихся на крутых склонах [9]) и "парал-
лельный" тип рисунка сети каньонов.
Можно предположить, что зона 3 представляет собой древний шельф, в пределах которого
глубокие эрозионные формы были сформированы в результате протекания двух взаимодейст-
вующих процессов - накопления материала, вынесенного реками, и врезания каньонов. В на-
стоящее время древний шельф характеризуется повышенной глубиной расчленения и продол-
жает размываться суспензионными потоками
В зоне тектонического рельефа (4) каньоны, расположенные в верхней части материкового
склона и сформированные на основе древней погрузившейся речной эрозионной сети, сочле-
нены со складками тектонического происхождения, формирующими килевые линии склона,
которые простираются до глубины около 1450 метров. В этой зоне преобладает "прямоуголь-
ный" характер сочленения притоков. Согласно [9], такой тип сочленения может быть обуслов-
лен структурой коренных пород. Тип рисунка эрозионных систем при переходе от флювиаль-
ного к тектоническому рельефу меняется с "параллельного" на "перистый" Структурные
линии в этой зоне имеют различное направление: линии выше П-го порядка направлены на
юго-восток, а линии 1-го - на восток.
В зоне 4 выделяются три крупных хребта. Их склоны имеют средние углы наклона около
16°, однако структура их поверхностей различна. Склоны, ориентированные на ЮВ, имеют
гладкую поверхность, а северо-западные прорезаны большим количеством параллельных
ложбин.
56
Рис. 7. Геоморфологические зоны, выделенные в пределах исследуемого участка
Долины в нижней части зоны 4 имеют V-образный профиль, что может свидетельствовать
о проходящих там время от времени мутьевых потоках, удаляющих из них рыхлый материал.
Неровности линий тальвегов имеют здесь минимальную величину, что говорит о высокой
интенсивности абразивных процессов.
В нижней части материкового подножия, переходящей в морское ложе (на глубинах до
1600 м), расположены конусы выноса, прорезанные каналами суспензионных потоков, выры-
тыми в толще рыхлых морских отложений (зона 5). Эта зона характеризуется повышенной
глубиной расчленения, что говорит о высокой интенсивности здесь литодинамических про-
цессов.
У материкового подножия расположена долина, дно которой лежит на 170 метров ниже
уровня сводов окаймляющих валов (зона 6). Сеть тальвегов и водоразделов эрозионных кана-
лов имеет "инсеквентный" рисунок. Эрозионную долину окружает вал. В этой области (зона 7)
суспензионные потоки, прошедшие по каньонам, снижают скорость своего движения и пере-
носимый ими материал осаждается.
Заключение
В целом, результаты численного анализа рельефа морского дна в пределах тестового участ-
ка подтверждают, что расположенные здесь каньоны имеют сложное строение. Верхние их ча-
сти (зона 2) являются более мелкими и узкими и, вероятно, имеют эрозионное происхождение,
т.е. заложились на месте речных долин, развивавшихся в субаэральных условиях и впоследствии
погрузившихся.
Крупные каньоны, тальвеги которых отнесены к высшим порядкам, в нижней части матери-
кового склона, вероятно, заложены по складкам миоценовой толщи, а более мелкие созданы
мутьевыми потоками в четвертичных отложениях, перекрывающих эти складки.
Каньоны, расположенные в нижней части материкового склона и на материковом подно-
жии, представляют собой каналы суспензионных потоков, вырытые в толще рыхлых морских
отложений. Таким образом, находит свое подтверждение теория О.К. Леонтьева о тектонико-
эрозионном происхождении каньонов [10].
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Сафьянов Г.А., Вольнее В.М. Конус выноса Ингурской системы подводных каньонов (Черное море) //
Геоморфология. 1978. № 2. С . 99-104.
2. Зенкович В.П. Некоторые формы мезорельефа материкового склона восточной части Черного моря //
Геоморфология. 1978. № 4. С. 62-72.
3. Леонтьев О.К., Сафьянов Г.А. Каньоны под морем. М.: Мысль, 1973. С. 113-133.
4. Schumm SA., Mosley М.Р., Weaver W.E. Experimental Fluvial Geomorphology. New York: John Wiley & Sons.
1991.413 р.
57
Рис. 7. Геоморфологические зоны, выделенные в пределах исследуемого участка
Долины в нижней части зоны 4 имеют V-образный профиль, что может свидетельствовать
о проходящих там время от времени мутьевых потоках, удаляющих из них рыхлый материал.
Неровности линий тальвегов имеют здесь минимальную величину, что говорит о высокой
интенсивности абразивных процессов.
В нижней части материкового подножия, переходящей в морское ложе (на глубинах до
1600 м), расположены конусы выноса, прорезанные каналами суспензионных потоков, выры-
тыми в толще рыхлых морских отложений (зона 5). Эта зона характеризуется повышенной
глубиной расчленения, что говорит о высокой интенсивности здесь литодинамических про-
цессов.
У материкового подножия расположена долина, дно которой лежит на 170 метров ниже
уровня сводов окаймляющих валов (зона 6) Сеть тальвегов и водоразделов эрозионных кана-
лов имеет "инсеквентный" рисунок. Эрозионную долину окружает вал. В этой области (зона 7)
суспензионные потоки, прошедшие по каньонам, снижают скорость своего движения и пере-
носимый ими материал осаждается.
Заключение
В целом, результаты численного анализа рельефа морского дна в пределах тестового участ-
ка подтверждают, что расположенные здесь каньоны имеют сложное строение. Верхние их ча-
сти (зона 2) являются более мелкими и узкими и, вероятно, имеют эрозионное происхождение,
т.е. заложились на месте речных долин, развивавшихся в субаэральных условиях и впоследствии
погрузившихся.
Крупные каньоны, тальвеги которых отнесены к высшим порядкам, в нижней части матери-
кового склона, вероятно, заложены по складкам миоценовой толщи, а более мелкие созданы
мутьевыми потоками в четвертичных отложениях, перекрывающих эти складки.
Каньоны, расположенные в нижней части материкового склона и на материковом подно-
жии, представляют собой каналы суспензионных потоков, вырытые в толще рыхлых морских
отложений. Таким образом, находит свое подтверждение теория О.К. Леонтьева о тектонико-
эрозионном происхождении каньонов [10].
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Сафьянов Г.А., Вольнее В.М. Конус выноса Ингурской системы подводных каньонов (Черное море) //
Геоморфология. 1978. № 2. С . 99-104.
2. Зенкович В.П. Некоторые формы мезорельефа материкового склона восточной части Черного моря //
Геоморфология. 1978. № 4. С. 62-72.
3. Леонтьев О.К., Сафьянов Г.А. Каньоны под морем. М.: Мысль, 1973. С. 113-133.
4. Schumm SA., Mosley М.Р., Weaver W.E. Experimental Fluvial Geomorphology. New York: John Wiley & Sons.
1991.413 р.
57
5. Самоорганизация в развитии форм рельефа / А.В. Поздняков, И.Г. Черванев. М.: Наука, 1990. 204 с.
6. Туголесов Д.А., Горшков А.С., Мейснер Л.Б. и др. Тектоника мезо-кайнозойских отложений
Черноморской впадины. М.: Недра, 1985. 215 с.
7. Гончаров В.П., Непрочное Ю.П., Непрочнова А.Ф. Рельеф дна и глубинное строение Черноморской
впадины. М.: Наука, 1972. 158 с.
8. Милановский Е.Е. Новейшая тектоника Кавказа. М.: Недра. 1968. С. 310-333.
Ъ.Люшцау С.В. Основы геоморфологии. Курс лекций. Часть II. М.: Изд-во МГУ, 1978. 183 с.
10. Леонтьев О.К. Типы подводных долин // Геоморфология. 1979. № 4. С. 3-16.
Харьковский государственный университет Поступила в редакцию
04.06.99
MORPHOLOGY OF SUBMARINE CANYONS IN THE WEST-CAUCASUS REGION
OF THE BLACK SEA
O.A. BLINKOVA
Summary
Digital modelling of submarine relief of continental slope was fulfilled. The statistical and spectral analysis of
morphology of the canyons incised into the continental slope near Tuapse and Dzhubga cities revealed their composite
structure.
УДК 551.4.042(470.311)
©2001г. Э.А. ЛИХАЧЕВА, А.Н. МАККАВЕЕВ, Л.С. КУРБАТОВА
ДРЕВНИЕ И СОВРЕМЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ В ДОЛИНЕ РЕКИ НЕГЛИННОЙ
Река Неглинная (Неглинка) - самый известный из упрятанных под землю притоков р. Моск-
вы. Ее бассейн находится целиком в современных границах столицы, занимая довольно боль-
шую территорию к западу и северо-западу от Кремля. Процессы, протекающие в нем, сущест-
венно влияют на городскую среду, безопасность зданий и сооружений, состояние улиц. Они
характерны для бассейнов многих "городских" рек, по воле человека исчезнувших с дневной
поверхности.
Настоящую работу мы рассматриваем как опыт детального изучения геоморфологии таких
бассейнов и процессов, в них происходящих. При ее написании использовались многочисленные
литературные данные [1-6 и др.] и результаты исследований, проведенных в лаборатории
геоморфологии ИГ РАН, особенно крупномасштабного геоморфологического картографиро-
вания г. Москвы [7], а также [8-10 и др.]. Нами составлена геоморфологическая схема бассейна
реки (рисунок) и оценена интенсивность проявления здесь наиболее опасных современных
процессов, особенно подтопления и просадок.
Строение бассейна р. Неглинной в прошлом
Река Неглинная достигала в длину 7,5 км. В целом она была вытянута с севера на юг. Ее бас-
сейн, занимающий территорию около 10 км2, наиболее широк в средней и верхней своих частях
(около 2,5 км) и сильно суживается к устью. Русло было извилисто, а сток непостоянен.
На своем протяжении река принимала ряд коротких (до 1-1,5 км) притоков I-ro и П-го поряд-
ков. Справа впадали стоки из Бутырского пруда и Антроповых прудов (в районе Сущевского
вала и Селезневской улицы). Слева, в районе Цветного бульвара - сток из Даевого пруда.
Самый крупный приток (длиной 3,5 км) - р. Напрудная (Рыбная) начиналась недалеко от совре-
менного Рижского вокзала (Трифоновская улица) и сливалась с Неглинной у Самотечного
бульвара. От нее на поверхности остался только один участок - ныне пруд в Саду Централь-
ного дома Российской Армии. Положение некоторых других восстанавливается с трудом,
а названия их забыты.
58
Берега Неглинной и ее притоков расчленяли овраги ("вражки"), по которым протекали
маленькие речки и ручьи. Наиболее известен Успенский Вражек, начинавшийся близ Тверского
бульвара и открывавшийся в долину Неглинной справа, у современного Манежа (засыпан
в конце XIX века). Густота расчленения в бассейне Неглинной была одной из наибольших для
притоков р. Москвы в пределах современной городской черты - 1,18 км/км2 [4].
Сама р. Неглинная вытекала из окруженных лесами болот - местности позже известной как
Марьина роща. Отсюда она направлялась преимущественно на юг вдоль современных 3-го
и 4-го Стрелецких переулков, улиц Достоевского, Новосущевской и Самотечной, Цветного
бульвара, Трубной площади, улиц Неглинной и Охотного ряда, площадей Театральной,
Революции и Манежной, Александровского сада.
Плоский северный водораздел Неглинной был выражен плохо даже в прошлом. Из тех же,
что и она, болот брала начало речушка Копытовка - приток Яузы. В настоящее время
проследить этот водораздел и подавно невозможно. При прокладке здесь железных дорог он
был дополнительно сглажен. В 30-х годах XX века болота были окончательно засыпаны
отвалами Метростроя мощностью 3-5 м [4]. Но водоразделы восточный (с бассейнами Яузы
и Рачки) и западный (с бассейнами Пресни и Черторыя), хотя и сильно сглаженные, даже
в условиях тесной городской застройки пока еще видны на местности и на крупномасштабных
топографических картах.
Днище долины (русло и пойма) в местах впадения наиболее значительных притоков расши-
рялось до нескольких сотен метров. Большой ширины заболоченная пойма достигала на право-
бережье, там, где нынче располагаются Моховая улица, Манежная и Театральная площади
(на месте последней было болото "Поганый Брод"). В половодье река заливала место, занимае-
мое сейчас гостиницей Москва, вплоть до здания Государственной Думы, ул. Петровку
до Рахмановского переулка, окрестности Цветного бульвара [1]. Всего ширина долины (вместе
с ее склонами) доходила до 1-1,5 км.
Глубина долины редко превышала 20-25 м. Самыми крутыми, высокими и расчлененными
оврагами были правый берег на отрезке, где по бровке долины проходит Большая Дмитровка
(ул. Пушкина) и левый - у стен Кремля и Китай-города, спуск от современной Лубянской пло-
щади к Театральной, а также от Лубянской площади до Рождественского бульвара и в районе
ул. Дурова (к югу от спорткомплекса Олимпийский). Сейчас склоны значительно снивелиро-
ваны. Мыс в устье Неглинной был выше, круче и уже современного [11]. При многочисленных
перестройках Кремля часть слагающего мыс материала была снята и выброшена под откос,
а верхняя его площадка выровнена.
В долинах рек московского региона в первую очередь заселялись человеком террасы. Борта
долины р. Неглинной осложняли две надпойменные аккумулятивные террасы. Ныне они "про-
свечивают" в среднем и нижнем ее течении сквозь толщу насыпных грунтов, прослеживаясь
в виде узких выровненных площадок вдоль склона долины. О первоначальных высотах террас
над бывшем урезом реки судить сейчас можно только по аналогии с другими малыми реками -
притоками р. Москвы. Во всяком случае, это требует дополнительных исследований.
Относительная высота П-ой террасы, вероятно, не превышала 15-18 м, а 1-ой - 10-12 м. Вверх
по течению они понижались.
О строении террас можно составить представление по профилям, составленным в основном
по данным неглубоких буровых скважин [12]. Мощность аллювия П-ой террасы - разнозерни-
стых песков с галькой - превышает, как правило, 10-15 м, а I-ой (в ее строении преобладают
супеси) -10м.
Лучше всего террасы развиты в низовье реки на ее правобережье, где они сливаются
с террасами р. Москвы. Особенно четко выделяются здесь фрагменты П-ой надпойменной
террасы. Наиболее обширный ее участок протягивается от Бульварного кольца (Петровского
бульвара) до ул. Охотный ряд и начала Тверской улицы, достигая почти 1 км в ширину между
Арбатской площадью и Моховой улицей. На юге он доходит до станции метро Кропоткинская.
Верхнее течение реки расположено на довольно плоской Северной водораздельной равни-
не - южном окончании Клинско-Дмитровской гряды. Моренные холмы на равнине являются
самыми высокими участками бассейна (до 150-160 м над уровнем моря). Это Страстная горка
(район Пушкинской площади), Напрудный холм (междуречье рек Неглинной и Напрудной),
взгорье к северу от Садово-Самотечной ул. (между Делегатской ул. и 2-м Щемиловским пер.)
и другие.
Значительная часть равнины сложена флювиогляциальными песками московского оледене-
ния. Пески, также как и морена Северной равнины, перекрыты с поверхности маломощными
покровными суглинками. Последние в городе нередко уничтожены и заменены техногенными
грунтами. На глубине 5 м и более пески подстилают плотные водонепроницаемые моренные
59
60
суглинки. Местами на равнине выходили родники, питавшие пруды. Краевые части равнины,
когда-то расчлененные верховьями оврагов и ложбин, имеют крутизну до 1,5° и более. Границы
между участками равнины, сложенными песками и мореной, нечеткие, постепенные.
Низовья Неглинной пересекают высокую Ш-ю террасу р. Москвы, сформировавшуюся во
время московского оледенения как обширный долинный зандр. Она сложена песками различ-
ной крупности с линзами валунных суглинков (перемытой морены). На мысу террасы (Боро-
вицком холме), между реками Москвой и Неглинной стоит Кремль. Устье реки находится возле
Водовзводной башни Кремля. Сейчас это большое полукруглое отверстие в гранитной стенке
набережной, немного ниже Большого Каменного моста.
Первые этапы преобразования бассейна реки Неглинной
В древности река была важным оборонительным рубежом. Крутой и высокий левый берег
ее нижнего течения служил "пьедесталом" для стен Кремля. Ландшафты в бассейне реки со
временем менялись. На месте густых лесов появились поля, огороды. Берега активно застраи-
вались. На реке стояли мельницы и такие средневековые "предприятия" как Пушечный двор
(построен в конце XV века). В целом, деятельность человека привела к усилению склонового
смыва и овражной эрозии, большей загруженности реки наносами, возрастанию неравномер-
ностей ее стока. В конце XV - начале XVI вв. берега Неглинной у Кремля укрепляют настилом
из бревен [11]. Эту набережную неоднократно надстраивали и ремонтировали. В паводке ее
заносило илом. В результате на данном участке уровень поймы повысился, а возможности
боковой эрозии реки значительно снизились.
С XVI века река испытывает еще большее и постоянно растущее вмешательство человека
в свой режим, меняется ее облик. Напротив Кремля ее перегораживают тремя каменными
плотинами и превращают в систему прудов. Поднятие уровня способствовало, с одной стороны,
лучшему хозяйственному использованию речных вод, с другой - еще большему заболачиванию
поймы, а также заилению русла отложениями, ранее уносившимися в р. Москву. Пруд Пушеч-
ного двора отличался особенным загрязнением и носил название "Поганый" [1]. В следующем
веке плотины построили и выше по течению, где возникли проточные ("самотечные") пруды -
отсюда название Самотечной улицы. Всего в прошлом на Неглинной и ее притоках насчиты-
валось свыше 20 прудов [4]. Так, большой пруд находился при слиянии рек Неглинной и На-
прудной, много мелких (рыбных) прудов было на месте Самотечных переулков. Это помогало
обеспечить водой жителей поселений по берегам реки. О том, что верховья Неглинной нередко
пересыхали, свидетельствует, в частности, название слободы Сущево (от слова "сухощаво" -
сухо, Новосущевская улица).
В 1516 г. часть речных вод была отведена в ров, прорытый до р. Москвы вдоль кремлевской
стены (со стороны современной Красной площади). Ширина его достигала 36 м, а глубина
доходила до 10-12 м. [1]. В 1712 г., когда он уже долго стоял без воды, в нем разбили
Аптекарский сад. Засыпали ров в 1817-19 гг. С 30-х годов XVI в. по рву шириной до 17 м
и глубиной до 8,5 м, прокопанному вдоль вала, затем стены Китай-города (соответствует
южной стороне Театрального проезда), в Неглинную стекали грунтовые воды от современной
Лубянской площади. В XVII столетии берега реки у Кремля были укреплены камнем.
До XVIII века вмешательство человека в жизнь р. Неглинной было довольно велико по
масштабам, но качественно не отличалось от действия природных факторов на малых реках
московского региона (бобровых плотин, завалов, заторов).
Геоморфологическая схема бассейна реки Неглинной
/ - моренная равнина, пологоувалистая, холмистая; 2 - флювиогляциальная равнина (а - плоская (с углами
наклона не более 1,5°), б - наклонная (с углами наклона более 1,5°)); 3 - III надпойменная терраса
(« - плоская, б - наклонная); 4 - II надпойменная терраса {а - плоская, б - наклонная); 5 - I надпойменная
терраса; 6 - пойма р. Москвы и ее притоков; 7 - технопогребенная гидрологическая сеть (пойма и русло);
8 - водораздел бассейна р. Неглинной; 9 - крупнейшие холмы: Б - Боровицкий, Н - Напрудный, С - Стра-
стная горка.
Цифрами обозначены технопогребенные реки и ручьи: / - Пресня, 2 - Неглинная, 3 - Напрудная, 4 - Ко-
пытовка, 5 - Капля, 6 - Рачка, 7 - Черторый, 8 - Сивцев Вражек, 9- сток из Даевого пруда, 10 - сток
из Антроповых прудов, 11- сток из Бутырского пруда.
В месте слияния поймы р. Москвы и днищ ее притоков последние не показаны
61
Эпоха значительных антропогенных изменений (XVIII век)
В 1707-08 гг., во время Северной войны при угрозе шведского нашествия часть реки была
пущена по искусственному руслу - рву, выкопанному рядом с ней, напротив Кремля. На месте
бывшего русла для прикрытия ветхих тогда кремлевских стен возвели бастионы (снесенные
в 1819-23 гг.). Подобные же фортификационные работы провели вдоль Китайгородской стены,
где соорудили бастионы на месте рва, который питался водой из большого пруда, выкопанного
в южной части современной Театральной площади. Вода в пруд поступала из р. Неглинной
перегороженной плотиной.
Во второй половине XV1I1 в. были засыпаны самые крупные пруды - Самотечный и Верхний
Неглинный на Цветном бульваре, спущены пруды в южной части Театральной площади и под
стенами Кремля (на месте Верхнего Александровского сада). В конце XVIII века (1789-91 гг.)
в искусственное русло с каменными набережными и выстланным досками дном ("коммуника-
ционный канал с бассейнами в каменных берегах") был направлен участок реки на Неглинной
улице (от Трубной площади до Кузнецкого моста). А в начале XIX в. канал довели и до
современной Театральной площади. Старое русло было засыпано, подсыпаны берега и на них
устроены бульвары. До этого времени местность вдоль этого участка реки, берега которой
покрывала густая растительность, носила сельский характер. Под Трубной площадью река,
впервые в ее истории, была пущена по подземному каналу, а в конце Цветного бульвара
устроен водопад.
Превращение бассейна Неглинной в технополисную систему
Окончательно про оборонительную и "пейзажную" роли р. Неглинной забыли в XIX веке.
Резко сократились и ее хозяйственные функции - к сожалению, она стала напоминать сточную
канаву и все больше и больше становилась помехой растущему городу. Не улучшил экологи-
ческое состояние реки и сброс в нее, вернее в Поганый пруд, из которого устроили бассейн,
излишков воды из Мытищинского водопровода. Одновременно с засыпкой ее притоков стала
исчезать с поверхности и сама река.
В 1817-23 гг. ее искусственное русло от Самотечной площади вплоть до устья перекрыли
каменными сводами. Над ними у стен Кремля насыпали грунт и разбили сад, позже названный
Александровским. В других местах над рекой провели улицы, устроили площади.
С этого времени бассейн р. Неглинной начинает превращаться в своеобразную геоморфоло-
гическую (технополисную) систему, не имеющую прямых природных аналогов в районах
с большим превышением осадков над испарением и отсутствием карстовых процессов
(карстующиеся породы залегают в этой части Москвы глубже отметок дна речных русел и,
к тому же, часто прикрыты водонепроницаемыми юрскими глинами). Здесь появилась значи-
тельная по площади территория, лишенная поверхностного стока. Роль карстовых полостей
нередко играют подземные сооружения, особенно плохо изолированные подвалы.
В 1862-76 гг. в подземную трубу была заключена остальная часть реки в пределах Садового
кольца и даже за его пределами - до Селезневской улицы. Выше река еще некоторое время
продолжала течь в естественных берегах, кроме участка в Екатерининском парке, где реки
Неглинная и Напрудная были заключены в подземные трубы еще в 1850 году. От Селезневской
улицы до Сущевского вала на ней было 5 прудов, а берега отличались редкой, малоэтажной
застройкой; большая часть земли использовалась под огороды. Местность, окружавшая вер-
ховья Неглинной выше Сущевского вала (по нему проходила граница города), была занята ого-
родами и пашнями. За пределами города на реке тогда было 3 пруда [13]. Пруды существовали
и на р. Напрудной, также протекавшей по почти сельской местности. Все пруды в верховьях
бассейна Неглинной были спущены в конце XIX в. На их месте сейчас Самотечные переулки,
Новосущевская ул. и др. городские магистрали. Затем, в начале XX в. (в 1911-12 гг.) были
спрятаны под землю и сами верховья рек Неглинной и Напрудной.
Особенности р. Неглинной как подземного потока
Подземные русла-трубы сооружались из различных материалов. Среди них были гончарные,
каменные, бетонные, чугунные, железные и деревянные водотоки, часто отличающиеся по
диаметру [14]. При общем падении около 17 м подземного русла от Самотечного бульвара до
Москвы-реки (расстояние порядка 3,2 км) на нем встречались и почти плоские отрезки, и даже
участки с обратным уклоном (между Кузнецким мостом и Малым театром). Самыми большими
уклонами отличался верхний участок канала - между Самотекой и Трубной площадью. Значи-
62
тельными перепады были и под Театральной площадью, у Троицких ворот Кремля и у Москвы-
реки [13].
Спрятанная река служила местом сброса бытовых отходов и стока нечистот Запреты вла-
стей не могли существенно исправить положение, так как город долго не имел централизо-
ванной канализации, и домовладельцы тайком выводили в коллектор Неглинной канализацию
из своих домов. Несовершенство подземного русла - несогласованность его сечений и уклонов
на отдельных отрезках, резкие его повороты, обрушения плохо построенных и быстро прихо-
дящих в негодность сводов, осадки дна, частично каменного, частично деревянного - приводило
к скоплению на дне мусора, или, песка, щебня и, что особенно неприятно для районной плотной
жилой застройки, массы гниющих органических остатков. К концу XIX века загрязнились даже
грунтовые воды, что ухудшило качество воды в колодцах, ранее дававших чистую воду [15]. Не
намного лучше обстояло дело и на открытых участках реки. В конце XIX века все истоки
Неглинной и Напрудной были сильно загрязнены. Небольшие речки и овраги по их берегам
широко использовались для свалок и спуска нечистот.
Первые работы по очистке подземного русла велись в 1872-73 гг. Однако, причины заносов
подземного русла не были устранены. Режим реки стал непредсказуемым. Скрытое русло не
справлялось с поступающими в него ливневыми или талыми водами, и река появлялась время
от времени на поверхности, несмотря на то, что северо-западная часть бассейна во второй
половине XIX века была отведена по бетонной трубе в бассейне р. Пресни [13]. Начиная с ночи
с 5 на 6 июня 1883 г., когда вода поднялась местами более чем на 2 аршина (1,4 м), и до
середины 70-х годов XX века наводнению неоднократно подвергались Неглинная улица, часть
Кузнецкого моста и Цветного бульвара, Самотечная и Трубная площади. Затоплялись подвалы
и нижние этажи, прерывалось уличное движение. В прошлом на зарегулированной плотинами
р. Неглинной подобные наводнения происходили реже.
Начиная с 1886 года, подземные каналы р. Неглинной неоднократно перестраивались и ре-
монтировались, выпрямлялись, расширялись и расчищались, что только к концу XX века позво-
лило ликвидировать наводнения в центре столицы. От Театральной площади, под улицами
Варваркой и Никольской было проложено дополнительное подземное русло, впадающее
в р. Москву недалеко от гостиницы Россия. В 1992-96 гг. широкомасштабные подземные
работы велись на Манежной площади. Только в конце 90-х годов был исправлен коллектор на
Новосущевской улице, которая, как и соседняя - Тихвинская, затоплялась во время каждого
сильного дождя. Это напоминало о том, что первая из них проходит над руслом реки
Неглинной, а вторая - над ее поймой.
Усложнение структуры стока в бассейне Неглинной
Несмотря на заключение реки в подземное русло, территории, прилегающие к ней, особенно
расположенные низко, в XIX веке отличались сыростью и были довольно грязными. Одной из
основных причин этого являлось отсутствие сточной сети для дождевых и талых вод. С 1875 по
1881 гг. дренаж - искусственные русла ливневой канализации - был проложен в пределах
Садового кольца (Цветной бульвар, улицы Петровка, Неглинная и другие). Сырыми и гряз-
ными были многие участки бассейна р. Напрудной, особенно Трифоновский переулок (ныне
улица) и Мещанская часть (начало проспекта Мира), где для отвода грунтовых вод были про-
ведены канавы и вырыты колодцы [15]. Часть поверхностного стока была переведена в под-
земный, структура которого усложнилась. Теперь он состоит из трех основных компонентов,
взаимодействующих между собой. Это подземные русла р. Неглинной и ее притоков, техноген-
ная гидросеть (ливневая канализация), а также сильно деформированная естественная система
стока грунтовых вод. Причем в условиях города уровень грунтовых вод и расход воды
в подземных реках испытывают не только сезонные колебания, но и изменяются в зависимости
от протечек и аварий в канализации и водопроводе.
За прошедшее столетие кардинально изменился водный баланс реки [4]. В естественных
условиях около 2/3 атмосферных осадков тратилось на испарение и просачивание в грунт
и только 1/3 их составлял поверхностный сток. В конце XX века эти значения поменялись
местами: почти 2/3 выпадающих в бассейне осадков расходуется на поверхностный сток.
Трансформация современных процессов
Замощение улиц, сначала камнем, затем асфальтом, увеличение плотности застройки при-
вели к тому, что значительная часть поверхности бассейна Неглинной стала водонепро-
ницаемой. Увеличились скорости течения и, следовательно, эрозионный потенциал текущих по
63
поверхности вод, так как значительную энергию придают им струи, стекающие с крыш высо-
ких домов, и уменьшилась шероховатость поверхности. Они переносят немало твердого мате-
риала, особенно уличного мусора. Неудивительно, что система ливневой канализации часто не
справляется с резко возросшим стоком и постоянно забивается наносами. Как показали гидро-
логические исследования, сток с городских территорий в 2-4 раза больше стока с естественных
угодий, а эрозионная деятельность поверхностных вод продолжается в течение всего года,
исключая зиму [16]. Вне города смыв почвы в основном ограничен весенним периодом.
Вне Садового кольца плотность застройки территории бассейна оценивается в 60% и более,
а закрытость поверхности бассейна составляет около 30%, в центральных районах эти значения «
возрастают, соответственно, до 70-80 и 60% [4]. По плотности застройки, мощности техноген-
ных отложений (> 6 м) и величине поверхностного стока (0,75) бассейн Неглинной лидирует
среди остальных бассейнов московских рек.
Обратная сторона появления водонепроницаемого панциря — затрудненное испарение
грунтовых вод. Они нередко скапливаются под дорожным покрытием и домами, снижая несу-
щую способность грунтов. В сочетании с уплотнением грунтов под тяжестью застройки это
приводит к неравномерной осадке и деформациям зданий. Подземные воды, лишенные ес-
тественных путей стока, проникают в подвалы. Помимо создания неблагоприятного микро-
климата в домах это приводит к порче фундаментов и коммуникаций. Причем подтопление в
крупном городе происходит практически круглый год. От подтопления в бассейне Неглинной
страдают более 60% сооружений.
Под асфальтом идут гидротермические и мерзлотные процессы, суффозия и коррозия. Слой
промерзающих грунтов в течение зимы меньше. Весной он быстрее оттаивает.
Современные процессы в бассейне реки Неглинной качественно отличаются от былых,
естественных процессов. В прошлом здесь господствовали плоскостной смыв, речная и овраж-
ная эрозия и аккумуляция, низкие берега заболачивались. Сейчас овраги исчезли, но на гораздо
большей территории, чем прежнее заболачивание, происходит сменившее его подтопление.
Поверхностный смыв происходит на ограниченных по площади открытых участках скверов,
парков, бульваров и дворов крутизной более 1-1,5°. По большей же части он приобрел свое-
образную форму смыва мусора с асфальтового покрытия, не затрагивая при этом поверхности
скрытых под ним грунтов. Значительно отличаются эрозионные и аккумулятивные процессы
на реках и в спрятанных в трубы потоках.
В естественных условиях здесь маловероятна интенсивная суффозия. Скапливающиеся же
под асфальтом воды, в том случае, когда они не застаиваются, а имеют возможность стекать,
вымывают глинистые частицы, выносят растворенные вещества, образуют пустоты, провалы.
В условиях слабых грунтов возникают плывуны. В бассейне Неглинной с ними связан ряд
аварий, случившихся, например, при строительстве первой очереди метрополитена - на
Лубянской площади (тогда площади Дзержинского), между Театральной (Свердлова) площадью
и Театральным проездом [4, 17].
Типично городской процесс - усиленная коррозия водопроводных труб и металлических
частей подземных сооружений под влиянием электрических полей блуждающих токов [5, 6].
Этот процесс можно сопоставить с интенсивным выветриванием. Его усиливают повышенные
тепловые, химические и другие техногенные нагрузки.
Столица, особенно ее центр, находится в зоне значительного воздействия транспортной
вибрации, которая вызывает мелкие пластические сдвиги в грунтовой толще, способствующие
активизации оползней, обвалов, суффозии, деформациям зданий [4, 18]. Оседания зданий вдоль
наиболее загруженных магистралей достигают 100 мм и более [18]. Значительные оседания
поверхности - до 11-12 см (в среднем) за период наблюдений в 25 лет отмечаются в районе
станций метрополитена [10].
Техногенные грунты весьма разнородны, неустойчивы. В них активизируется суффозия.
Они легко поддаются деформациям под влиянием статических и динамических нагрузок. Для
бассейна Неглинной, особенно его низовьев в центре города характерны повышенные
мощности техногенных отложений, которые в ее долине нередко превышают 6-10, достигая
местами 20 м. В старых московских районах деформациям зданий способствуют наличие
засыпанных котлованов, рвов, прудов, бывших свалок, остатков фундаментов, подвалов, колод-
цев, утечки из водонесущих коммуникаций [5]. Число случаев деформаций зданий и сооружений
(20 и более случаев на 1 км2) здесь выше, чем в других районах Москвы [10].
Анализ чрезвычайных ситуаций, зафиксированных в центральных районах столицы за 1995-
99 гг. и связанных с процессами, происходящими в литогенной основе (главным образом про-
валов, проседаний, оползней, плывунов), указывает на пространственное совпадение значитель-
ной их части с погребенной или засыпанной гидросетью [8]. Большинство аварий простран-
64
ственно приурочено к скрытым под землей долинам или к их бровкам. Это места активизации
суффозии в толще техногенных грунтов повышенной мощности. Определить такие места
бывает нередко сложно из-за большого числа подземных коммуникаций, в том числе линий
метро неглубокого заложения. Приходится учитывать и трансформацию естественных границ
водосборов. Их современные очертания определяются во многом расположением строений и
улиц [16]. Чаще всего над подземными руслами проходят улицы, расположены скверы, но в
ряде случаев над ними находятся здания, например, над засыпанным руслом Неглинной
построен частично Малый театр. Большинство аварий происходит в теплое время года, когда
активизируются подземные воды.
Водораздельные районы Северной равнины в прошлом отличались слабой интенсивностью
современных процессов. Преобладали делювиальный смыв с моренных холмов (в лесных
массивах он был слабым или вообще отсутствовал), а в понижениях из-за слабого стока
и близкого залегания водоупорных моренных суглинков - заболачивание. В краевых частях
равнины, обладавших небольшими уклонами, мог происходить поверхностный смыв и шла
эрозия по проникавшим сюда верховьям первичных звеньев эрозионной сети.
В процессе градостроительства водоразделы были дополнительно выровнены. Покровные
суглинки, верхние горизонты песков и, местами, моренных суглинков замещены техногенными
грунтами. Последние довольно легко деформируются под влиянием статических (вес зданий)
и динамических (транспортная вибрация) нагрузок. Фундаменты зданий, особенно глубокие,
подвержены подтоплению. Вода не успевает уходить в канализацию во время сильных дождей и
застаивается на улицах, скверах и во дворах.
В меньшей степени подтопление характерно для краевых частей водоразделов. Зато здесь,
в основном по засыпанным верховьям оврагов и ложков, интенсифицируется суффозия,
а на свободных от застройки и дорожного покрытия участках происходит плоскостной смыв.
С этими явлениями, видимо, связано появление отдельных трещин в зданиях.
В долинах р. Неглинной и ее притоков современные процессы более интенсивны. Особо под-
вержены суффозии склоны долин, крутизной, даже в сглаженном виде, нередко превышающей
1,5-2°. В центральных районах столицы, где нередки кварталы старой, конца XIX - начала
XX вв., застройки, в подобной обстановке происходит значительное число просадок проезжей
части, деформаций зданий и аварий коммуникаций.
Вдоль бывшего русла низовьев Неглинной и в ее средней части встречаются неширокие,
почти плоские террасовые поверхности, сложенные маломощным аллювием, нередко перера-
ботанным, замещенным техногенными грунтами. В подошве аллювия залегают моренные
суглинки. Для этих участков наиболее типично подтопление фундаментов зданий.
Непосредственно над днищами долин Неглинной и ее притоков, а также над искусственными
руслами и крупными рвами мощность техногенных грунтов особенно велика. Долины остаются
основными путями стока вод, поступающих в бассейн реки. Поэтому здесь особенно интенсивно
подтопление и в прошлом возникали настоящие наводнения. Большую роль при возникновении
деформаций зданий и аварий играет суффозия и просадки при неравномерном уплотнении
техногенных грунтов.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Сытин П.В. Из истории московских улиц (Издание третье). М.: Московский рабочий, 1958. 844 с.
2. Москва: Энциклопедия / Шмидт С.О. М.: Большая Российская энциклопедия, 1997. 976 с.
З. Дик Н.Е., Лебедев В.Г., Соловьев А.И., Спиридонов А.И. Рельеф Москвы и Подмосковья. М.: Гос.
Изд-во географлит, 1949. 194 с.
4. Лихачева Э.А. О семи холмах Москвы. М.: Наука, 1990. 144 с.
5. Кофф ГЛ., Петренко С.И., Лихачева Э.А., Котлов В.Ф. Очерки по геоэкологии и инженерной
геологии московского столичного региона. М.: РЭФИА, 1997. 185 с.
6. Москва: геология и город / Осипов В.И., Медведев О.П. М.: АО "Московские учебники и карто-
литография". 1997. 400 с.
7. Лихачева Э.А., Маккавеев А.Н., Тимофеев Д.А. и др. Геоморфология Москвы по материалам карты
"Геоморфологические условия и инженерно-геологические процессы г. Москвы" // Геоморфология.
1988. №3. С. 41-51.
8. Белоусов А.А., Маккавеев А.Н., Курбатова Л.С. Влияние геолого-геоморфологических факторов на
возникновение чрезвычайных ситуаций в центральных районах г. Москвы // Геоморфология. 2000. № 4.
С. 40-45.
9. Лихачева Э.А., Курбатова Л.С., Махорина Е.И. Карта техногенных отложений и технопогребенной
речной сети территории г. Москвы // Геоморфология. 1988. № 1. С. 61-67.
3 Геоморфология, № 4
65
10. Лихачева Э.А., Локшин Г.П., Просунцова Н.С., Тимофеев Д.А. Эколого-геоморфологическая оценка
территории г. Москвы // Геоморфология. 2000. № 1. С. 48-55.
11. Рабинович М.Г. О древней Москве. М.: Наука, 1964. 352 с.
12. Атлас геологических и гидрогеологических карт города Москвы / Даньшин Б.М., Корчебоков Н.А.
М.: ОНТИ НТКП СССР, 1935.
13. Левачев Н.М. Пояснительная записка к проекту по исправлению Неглинного канала, составленному
городским инженером Николаем Михайловичем Левачевым. М.: Московская Городская дума. 1886.
42 с.
14. Канализация г. Москвы, очистка, водотоки, бани и кладбища / Сытин П.В. М.: Издание Московского
Коммунального Хозяйства, 1925. 823 с.
15. Протокол освидетельствования бассейна речек Неглинной, Напрудной и Самотеки. М.: Московская
Городская дума, 1877. 19 с.
16. Китаев Л.М. Дифференциация гидрологических процессов и смыва почвы в пределах городских
территорий (на примере г. Курска) // Геоморфология. 1992. № 3. С. 63-70.
17. Коробков Н.М. Метро и прошлое Москвы. Очерки геологии, истории и археологии Москвы. М.-Л.:
ОНТИ КНТП СССР, 1938. 168 с.
18. Локшин Г.П., Чеснокова И.В. Транспортные магистрали и геологическая среда: оценка техногенного
воздействия. М.: Наука, 1992. 111с.
Институт географии РАН Поступила в редакцию
25.06.2001
ANCIENT AND RECENT PROCESSES IN THE NEGLINNAYA RIVER VALLEY
E.A. LIKHACHEVA, A.N. МАККАVEYEV. L.S. KURBATOVA
Summary
Since the beginning of Moscow city large transformations have taken place within the Neglinnaya river valley.
Channel canalization of the river has turned its valley to a very peculiar geomorphologic system, which has no natural
analogues in the similar physiographic conditions - high humidity and absence of karst processes. Though being
channeled it has large influence on the processes in its basin, but those are not the former natural processes. The
precedently predominant sheet wash, swamping, river erosion and accumulation gave place to suffusion and consequent
land subsidence and ground water rise. Some new, specifically urban processes (underground corrosion of pipes, traffic
vibration etc.) appeared. The geomorphologic sheme of the river basin was compiled and the most dangerous processes
intensity was evaluated.
УДК 551.432:550.349.4(470.21+470.22)
© 2001 г. С.Б. НИКОЛАЕВА
ПАЛЕОСЕЙСМИЧЕСКИЕ ПРОЯВЛЕНИЯ В СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ
БАЛТИЙСКОГО ЩИТА И ИХ ГЕОЛОГО-ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ
Известные палеосейсмические проявления на территории северо-восточной части Балтий-
ского щита немногочисленны. О следах сильных древних землетрясений упоминается в работе
Н.И. Николаева [1]. Он наблюдал их в Хибинах и на побережье Баренцева моря и предположил
возможность возникновения в пределах Восточно-Европейской платформы катастрофических
землетрясений интенсивностью до 10 баллов. Позднее на основе морфоструктурного анализа
зоны новейших дислокаций южного склона Хибин И.Г. Авенариус пришла к выводу, что часть
ущелий образована сейсмическими процессами [2]. А.А. Никонов, характеризуя позднечетвер-
тичные дислокации на Кольском полуострове, также допускал, что некоторые из них могут
иметь сейсмогенную природу [3].
66
Новые следы древних землетрясений (палеосейсмодеформации) были обнаружены нами при
палеосейсмических исследованиях территории, примыкающей к Кольской АЭС (район озер
Экостровская-Бабинская Имандра), в южной части Кольского полуострова [4] и при прове-
дении геолого-геоморфологических работ на севере региона - в окрестностях города Мурманск
и поселка Териберка. В рельефе следы древних землетрясений выражены уступами, ущельями,
рвами, грабенообразными провалами и сочетающимися с ними обвалами, нишами обрушения и
столбами отседания в бортах уступов, а в четвертичных отложениях - деформациями озерных
осадков и оплывинами рыхлых отложений. Все они обладают явными сейсмогенными призна-
ками, наиболее существенные из которых следующие.
Деформации тяготеют к разломам с послеледниковой (голоценовой) активизацией дви-
жений, четко проявляющихся в рельефе и следах активного обновления стенок сбросовых
уступов, сдвиговым, сбросовым, раздвиговым нарушениям ледниковых экзарационных форм.
Деформации разрывают и смещают как кристаллические породы, так и рыхлые отложения,
слагающие конусы выноса и моренные валы, а также элементы современного рельефа (сухие
долины, склоны, возвышенности). К уступам и ущельям тяготеют обвалы, ниши обрушения,
отброшенные и сдвинутые блоки пород, свидетельствующие о быстрых импульсных процессах
рельефообразования. Деформации как в скальных, так и в рыхлых породах концентрируются
на ограниченных по площади участках и образуют парагенетические группы, которые, по клас-
сификации В.П. Солоненко [5], разделяются на локальные сейсмотектонические дислока-
ции (уступы, рвы, ущелья, трещины), гравитационно-сейсмотектонические (столбы отседания,
блоки пород, выбитые из стенок уступов) и сейсмогравитационные (деформации озерных
осадков, оползни в рыхлых отложениях, обвалы).
Локальные сейсмодеформации региона. Сбросовые уступы высотой до 15-30 м и протя-
женностью до 3 км развиты в основном восточнее Мурманска, поселков Шонгуй и Кильдин-
строй (рис. 1). Обычно склоны уступов и их бровки сглажены. Но на некоторых участках
склоны становятся отвесными, видны следы отрыва отдельных блоков массивной породы. На
бортах уступов часты пустые ниши и выдвинутые из них, или выбитые блоки пород. Последние
совпадают по конфигурации с нишами и отодвинуты от них на 0,5-2,5 м. Форма ниш различная.
Их средние размеры составляют 0,5 х 1,5 м. Днища ниш горизонтальны. На поверхности самих
уступов наблюдаются глыбы, оторванные от основного тела массива и сдвинутые в горизон-
тальном направлении таким образом, что образуют козырьки, нависающие над уступом.
Отмеченные особенности морфологии уступов объяснить иначе, чем сейсмическими импуль-
сами, не представляется возможным. Кроме того, обработанную ледником поверхность уступов
нарушают свежие трещины, ширина зияния которых 0,2-0,5 м.
У основания уступов нередки столбы отседания - скальные блоки пород, отчленившиеся от
основного тела массива. Высота таких столбов 10-15 м, а мощность варьирует от 1,5 до 4,5.
Разрушение породы в исследуемых случаях происходит не как отчленение мелких обломков,
что характерно для процессов морозного выветривания, а как отделение целого крупного
блока. Подобные столбы отседания образуются в результате современных землетрясений [6].
В районах развития уступов встречаются оползни моренного материала. Так, в непос-
редственной близости от одного из уступов, расположенного восточнее Мурманска (рис. 1),
находится моренный оползень, перегородивший долину небольшого ручья, в результате чего
образовалось озеро. Основание другого подобного уступа высотой 25-30 м омывается узким
озером, в котором донные осадки имеют наклонную слоистость и деформированы. При
нормальном осадконакоплении слоистость осадков субгоризонтальна или горизонтальна. Такие
деформации обычно образуются при сейсмических импульсах.
Своеобразны сейсмотектонические ущелья - бессточные замкнутые понижения. Днища их
заполнены глыбами величиной до 3-4 м. Склоны таких ущелий не несут на себе следов воз-
действия ледника и представлены неровными поверхностями отрыва, чередующимися с зерка-
лами скольжения. Протяженность ущелий от 1,9 км, ширина от 10 до 45 м, а глубина 15-35 м.
Ущелье, расположенное в районе озер Экостровской-Бабинской Имандры, на своем продолже-
нии нарушает покров моренных отложений и разрывает конус выноса флювиогляциального
материала (рис. 2).
Рвы в рельефе представлены узкими линейными депрессиями или открытыми зияющими
трещинами, пересекающими водораздельные возвышенности, а иногда смещающими сухие
ложбины. Протяженность их 0,1-0,9 км, глубина 3-7 м, а ширина варьирует от 2,5 до 7 м.
Днища рвов, как правило, заполнены глыбовым материалом. В некоторых случаях склоны
сопок нарушены микрограбенами. Один из них, находящийся южнее озера Бабинская Имандра
(рис. 2, врезка), имеет клиновидную форму в плане и протягивается на 0,6 км. Наиболее
3*
67
а б
5
10
Рис. 1. Схема тектонических элементов и палеосейсмодеформаций района Шонгуй - Кильдинстрой -
Мурманск
1 - разломы, выделенные по геолого-геофизическим данным (а - установленные, б - предполагаемые);
2 - разрывные нарушения, выделенные по дешифрированию аэрофотоснимков; 3 - элементы залегания
пород (цифрами указаны углы падения пород); 4 - сдвиги; палеосейсмодеформации (предполагаемые и
установленные): 5 - уступы (я), сейсмотектонические депрессии (б), 6 - микрогорст с аномально разрушен-
ными стенками, 7 - столбы отседания (о), пустые ниши в сочетании с выдвинутыми или выбитыми из них
блоками (б), 8 - обвалы обрушения скальных пород, 9 - оползни моренного материала; 10 - деформации
донных осадков озер
широкая часть его достигает 100 м. Здесь моренные отложения нарушены субширотными
сбросами амплитудой 0,6-1,3 м, поперечными к самому грабену. В центральной части глубина
микрограбена достигает 30 м. На его бортах наблюдаются зеркала скольжения. Микрограбен,
сужаясь, приобретает вид узкого сбросового рва шириной 1,5 м (рис. 3). Он приурочен к зоне
неотектонического разлома, нарушающего покров моренных отложений (рис. 4).
Обвалы скальных пород развиты в непосредственной близости от уступов и ущелий. Так,
северо-восточнее поселка Шонгуй обвальные образования протягиваются вдоль разломной
зоны на 1,7 км. Они отличаются от обвалов гравитационного коллювия. Наблюдаемые обвалы
68
13
Рис. 2. Геолого-геоморфологическая схема района озер Экостровская-Бабинская Имандра
/ — гранито-гнейсы; 2 — элементы залегания пород; 3 — разрывные нарушения, выраженные понижениями в
рельефе, озерами или болотами; 4 - возвышенности, покрытые редким чехлом валунных отложений (о),
гольцового типа (6); 5 - пологие склоны, покрытые валунным материалом; 6 - ступенчатые склоны;
7 - сейсмотектонические депрессии (о), уступы (б); 8 - ложбины стока талых ледниковых вод; 9 - направле-
ние движения ледника; 10- валуны; 11 - галька; /2- гравий; 13 - песок; 14 - болотные отложения.
На врезке знаком указано местоположение рис. 3.4
14
имеют форму конуса, длинная ось которого превышает высоту уступа. Отброс глыб в них
составляет 1,1-1,9 высоты уступа, тогда как в обвалах гравитационного коллювия эти значения
не превышают 0,7-0,9 высоты уступа [7]. Для каждого из обвалов характерны валы выпирания
в рыхлых отложениях, находящихся перед его фронтом, - признак одновременного обрушения
больших масс скальных пород. Еще одна отличительная особенность обвалов - глыбы в них
одинаковы по степени выветрелости или зарастания лишайником, что может свидетельствовать
об их одновременном образовании. Единовременность обвалообразования - важный признак
сейсмогенности.
Большинство изученных деформаций простирается перпендикулярно или под углом к на-
правлению движения ледника (рис. 2). Днища рвов и ущелий лишены моренного материала,
покрывающего водоразделы. На выходе ущелий отсутствуют конусы выноса, которые могли
быть образованы в результате флювиогляциальной деятельности, т.е. исключается ледниковое
образование этих форм. Существенно отметить, что перечисленные формы рельефа и сопро-
вождающие их образования близки по морфологии к таковым в современных эпицентральных
69
Рис. 3. Послеледниковый сбросовый ров в гнейсах района южнее
оз. Бабинская Имандра (фото В.В. Кольки)
зонах катастрофических землетрясений с интенсивностью 9-10 баллов и, что особенно важно,
они не встречаются вне сейсмогенных структур [8, 9].
Одним из убедительных фактов, свидетельствующих в пользу отнесения палеодеформаций
к сейсмогенным образованиям, следует считать неоднократные проявления в пределах этих
районов сильных исторических землетрясений. Например, в районе деформации близ Мурман-
ска (поселок Кола) известны землетрясения 1758 и 1772 гг. [10], а в районе поселка Териберка
отмечен ряд землетрясений, наиболее ощутимое из которых было в 1917 г. [11].
Возраст сейсмодеформаций определен по соотношению их с отложениями ледникового
парагенетического ряда. Деформации нарушают покров моренных и флювиогляциальных
отложений конца позднего плейстоцена - начала голоцена, разрывают скальные породы и
смещают лежащие на них рыхлые осадки, что позволяет определить нижний предел времени их
образования. Более определенные данные о возрасте древних землетрясений получены только
в одном случае. Начальный этап накопления органики в озере на восточной окраине Мурман-
ска, следующий непосредственно за сейсмическим событием, обновившим уступ кристалличе-
ских пород, имеет возраст 8950 ± 150 лет (ТА-2293) (рис. 1) [12]. Однако свежесть обломочного
материала в осыпях, остроугольные (рваные) края рвов и ущелий в других районах Кольского
региона позволяют предполагать, что отдельные формы могли появиться и в более позднее
время, т.е. деформации образованы после дегляциации территории, ход которой был неравно-
мерным. Дегляциация началась в восточной части региона в бёллинге и аллерёде и завершилась
на западе в голоцене, около 9 тыс. лет назад [13].
70
Рис. 3. Послеледниковый сбросовый ров в гнейсах района южнее
оз. Бабинская Имандра (фото В.В. Кольки)
зонах катастрофических землетрясений с интенсивностью 9-10 баллов и, что особенно важно,
они не встречаются вне сейсмогенных структур [8, 9].
Одним из убедительных фактов, свидетельствующих в пользу отнесения палеодеформаций
к сейсмогенным образованиям, следует считать неоднократные проявления в пределах этих
районов сильных исторических землетрясений. Например, в районе деформации близ Мурман-
ска (поселок Кола) известны землетрясения 1758 и 1772 гг [10], а в районе поселка Териберка
отмечен ряд землетрясений, наиболее ощутимое из которых было в 1917 г. [11].
Возраст сейсмодеформаций определен по соотношению их с отложениями ледникового
парагенетического ряда. Деформации нарушают покров моренных и флювиогляциальных
отложений конца позднего плейстоцена - начала голоцена, разрывают скальные породы и
смещают лежащие на них рыхлые осадки, что позволяет определить нижний предел времени их
образования. Более определенные данные о возрасте древних землетрясений получены только
в одном случае. Начальный этап накопления органики в озере на восточной окраине Мурман-
ска, следующий непосредственно за сейсмическим событием, обновившим уступ кристалличе-
ских пород, имеет возраст 8950 ± 150 лет (ТА-2293) (рис. 1) [12]. Однако свежесть обломочного
материала в осыпях, остроугольные (рваные) края рвов и ущелий в других районах Кольского
региона позволяют предполагать, что отдельные формы могли появиться и в более позднее
время, т.е. деформации образованы после дегляциации территории, ход которой был неравно-
мерным. Дегляциация началась в восточной части региона в бёллинге и аллерёде и завершилась
на западе в голоцене, около 9 тыс. лет назад [13].
70
Рис. 4. Проявление послеледниковой дизъюнктивной дислокации в рельефе в районе южнее озера
Бабинская Имандра (аэрофотоснимок)
В других районах Кольского региона новейшие дизъюнктивные нарушения и
предполагаемые деформации сейсмогенного происхождения выявлены дешифрированием
крупномасштабных аэрофотоснимков и в значительно меньшей степени - полевыми
наблюдениями. При дешифрировании на топографические карты выносились линейные
системы уступов или единичные уступы, ущелья, системы рвов и трещин растяжения, зоны
дробления и интенсивной трещиноватости пород, смещения береговых линий озер или
мысов на островах, отложений болот, конусов выноса и др. Особое внимание уделялось
элементам новейшей дизъюнктивной тектоники с явными признаками сейсмогенности [8, 9].
Дешифрирование аэрофотоснимков сопровождалось геологогеоморфологическим анали-
зом конкретных районов, при котором учитывалось направление движения льда, наличие
или отсутствие конусов выноса флювиогляциальных отложений на выходах из ущелий и
рвов, простирание микро- и мезоформ рельефа, а также простирание основных геоло-
гических структур. На рис. 5 показаны области концентрации сейсмодеформаций, которые
отражают наиболее нарушенные блоки земной поверхности и местоположение эпи-
центральных областей позднеплейстоцен-голоценовых землетрясений.
71
Рис. 4. Проявление послеледниковой дизъюнктивной дислокации в рельефе в районе южнее озера
Бабинская Имандра (аэрофотоснимок)
В других районах Кольского региона новейшие дизъюнктивные нарушения и
предполагаемые деформации сейсмогенного происхождения выявлены дешифрированием
крупномасштабных аэрофотоснимков и в значительно меньшей степени - полевыми
наблюдениями. При дешифрировании на топографические карты выносились линейные
системы уступов или единичные уступы, ущелья, системы рвов и трещин растяжения, зоны
дробления и интенсивной трещиноватости пород, смещения береговых линий озер или
мысов на островах, отложений болот, конусов выноса и др. Особое внимание уделялось
элементам новейшей дизъюнктивной тектоники с явными признаками сейсмогенности [8, 9].
Дешифрирование аэрофотоснимков сопровождалось геологогеоморфологическим анали-
зом конкретных районов, при котором учитывалось направление движения льда, наличие
или отсутствие конусов выноса флювиогляциальных отложений на выходах из ущелий и
рвов, простирание микро- и мезоформ рельефа, а также простирание основных геоло-
гических структур. На рис. 5 показаны области концентрации сейсмодеформаций, которые
отражают наиболее нарушенные блоки земной поверхности и местоположение эпи-
центральных областей позднеплейстоцен-голоценовых землетрясений.
71
Рис. 5. Схема плотностей остаточных деформаций, эпицентров современных землетрясений и тектони-
ческих нарушений северо-восточной части Балтийского щита
Шкала распределения плотностей остаточных деформаций (цифрами указано количество остаточных
деформаций, приходящихся на площадь 15 х 75 км2): 7 - 1-3, 2 - 3-5, 3 - 5-7, 4 - > 7; эпицентры
землетрясений с 1542 по 1991 гг.: магнитуда (М): 5 - 2s 5,1; 6 - 4,1-5,0; 7- 3,1-4,0; 8 - < 3; 9 - границы
геоблоков (а - крутые, б - пологие); разломы: 10 - надвиги, 77 - взбросы и сбросы, сдвиги, 72 - предпо-
лагаемые разломы (о), зоны погружения и раздвига земной коры (6).
Геоблоки: М - Мурманский, ЦК - Центральнокольский, Б - Беломорский
Соотношения со структурами и движениями. Области концентрации сейсмодеформаций
в основном тяготеют к подвижным зонам, разделяющим геоблоки, и к раннепротерозойским
палеорифтам [14]. Это зоны северо-западного простирания, разделяющие Мурманский и Цент-
ральнокольский (Колмозеро - Воронья - Кейвская подвижная зона) [15] и Центральнокольский
и Беломорский геоблоки (рис. 5). Два других разлома, к которым приурочены области
концентрации деформаций, ограничивают Кольский полуостров с севера и юга. На севере это
зона сочленения Балтийского щита с Южно-Баренцевоморской плитой (северный разлом
Карпинского) [16], а на юге - зона Кандалакшско-Ботнического разлома, которая следует
непосредственно под Кандалакшским заливом, Белым морем и уходит дальше на юго-восток
в сторону Северо-Двинской депрессии [17].
Новейший структурный план Кольского региона определяется системой жестких блоков
кристаллического фундамента, ограниченных долгоживущими или возрожденными разломами
[18]. Блоки образуют разнопорядковые структуры, различающиеся направленностью новейших
движений или интенсивностью их проявления, что нашло свое отражение на картах новейшей
тектоники [19]. Сопоставление размещения областей концентрации сейсмодеформаций относи-
72
тельно новейшего структурного плана показало, что они совпадают со структурами 2-го по-
рядка высокой и умеренной интенсивности поднятия. В пределах этих структур области концен-
трации деформаций тяготеют к блокам с дифференцированными вертикальными перемеще-
ниями и приурочены к новейшим грабенам или горстам, а в некоторых случаях совпадают
с четвертичными разломами Кольского полуострова. Один из них известен на западе региона,
где выражен в рельефе тектоническим уступом высотой 8-10 м и прослеживается от среднего
течения р. Лотта до верховий р. Кола [20]. Продолжением этого разлома на юго-восток, воз-
можно, является взброс Лансъявр в северной Финляндии, с которым связывают сейсмогенные
подвижки [21]. Четвертичные сбросы, к которым приурочены палеосейсмодеформации,
следуют вдоль северного берега Кольского полуострова и несколько южнее - вдоль южных
предгорий Хибинского и Ловозерского массивов [22]. Кандалакшский залив является чет-
вертичной депрессией, к которой также тяготеют области концентрации палеосейсмоде-
формаций.
Заключение
Наличие голоценовых сейсмодеформаций в северо-восточной части Балтийского щита
отражает относительно высокий в сравнении со средним для платформенных (щитовых) обла-
стей уровень тектонической активности и сейсмического потенциала в конце новейшего этапа
развития региона. Оценка параметров деформаций (протяженность сейсмогенерирующей зоны,
длина отдельного разрыва), а также характер обнаруженных форм указывают на высокую
интенсивность палеоземлетрясений. Представляется, что активное разломообразование
в голоценовое время, а также проявления сейсмичности как в пределах региона, так и на всем
Фенноскандинавском щите [23-25] не могли быть индифферентными к послеледниковому
изостатическому воздыманию. Косвенно это подтверждается приуроченностью областей кон-
центрации сейсмодеформаций к территории наибольшего гляциоизостатического поднятия [3].
Неравномерный ход дегляциации, также как и неравномерная ледниковая нагрузка в связи
с расчлененностью рельефа региона, создавали напряжения в земной коре, которые способ-
ствовали оживлению древних разломов и возникновению палеосейсмодеформаций. С другой
стороны, нельзя исключить и значительную роль избыточных горизонтальных напряжений,
существующих в верхних частях земной коры [26]. Ряд морфоструктур, к которым приурочены
палеосейсмические проявления, связаны с процессами сжатия [27]. Кроме того, анализ
механизмов очагов современных землетрясений также указывает на наличие горизонтального
стресса и сдвигового характера подвижек на глубине [28]. Полученные по геофизическим
материалам оценки напряженного состояния земной коры на территории северо-восточной
части Балтийского щита свидетельствуют о значительном вкладе напряжений от плотностных
неоднородностей в коре и от рельефа дневной поверхности [29]. Вполне вероятно, что сово-
купное действие гляциоизостатического и собственно неотектонического факторов при-
водило к генерации древних землетрясений. Однако на данном этапе исследований пред-
ставляется затруднительным точно оценить долю участия каждого из факторов в этом
процессе.
Обнаруженные палеосейсмодеформации в областях новейших движений земной коры позво-
ляют выделить зоны наибольшей тектонической (сейсмической) активности, в том числе и там,
где современные землетрясения не зафиксированы. Дальнейшие исследования палеосейсмич-
ности Кольского региона должны быть направлены на уточнение интенсивности, времени
образования и повторяемости сейсмических событий.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Николаев Н.И. Неотектоника и сейсмичность Восточно-Европейской платформы // Изв. АН СССР.
Сер. геогр. 1967. № 2. С. 13-27.
2. Авенариус И.Г. Морфоструктурный анализ зоны новейших дислокаций на южном склоне Хибин //
Геоморфология. 1989. № 2. С. 52-56.
3. Никонов А.А. Голоценовые и современные движения земной коры. М.: Наука, 1977. 240 с.
4. Николаева С.Б. Палеосейсмодислокации южной части Кольского полуострова // Четвертичные отло-
жения и новейшая тектоника ледниковых областей Восточной Европы. Апатиты: Изд-во КНЦ РАН,
1993. С. 69-81.
5. Солоненко В.П. Определение эпицентральных зон землетрясений по геологическим признакам // Изв
АН СССР. Сер. геол. 1962. № 11. С. 58-75.
6. Хромовских В.С. Сейсмогеология Южного Прибайкалья. М.: Наука, 1965. 121 с.
73
7. Ломтадзе В.Д. Инженерная геология. Инженерная геодинамика. Л.: Недра. 1977. С. 340-354.
8. Хромовских В.С., Никонов А А. По следам сильных землетрясений. М.: Наука, 1984. 144 с.
9. Современная динамика литосферы континентов. Методы изучения. М.: Наука, 1989. 278 с.
10. Мушкетов И.В., Орлов А.П. Каталог землетрясений Российской империи. С.-Петербург: Зап. Русск.
геогр. об-ва. Т. 26. 1893. С. 165-170.
11. Панасенко Г.Д. Сейсмические особенности северо-востока Балтийского щита. Л.: Наука, 1969. 184 с.
12. Yevzerov V.Ya., Nikolaeva S.B. Cenozoic // Geology of the Peninsula (Baltic shield). Apatity: Kola Science Centre,
Russian Academy of Sciences. 1995. P. 107-115.
13. Евзеров В.Я., Николаева С.Б. Пояса краевых ледниковых образований Кольского региона // Геомор-
фология. 2000. № 1. С. 61-72.
14. Балаганский В.В., Глазнев В.Н., Осипенко Л.Т. Раннепротерозойская эволюция северо-востока Балтий-
ского щита: террейновый анализ // Геотектоника. 1988. № 2. С. 16-28.
15. Козлов М.Т. Разрывная тектоника северо-восточной части Балтийского щита. Л.: Наука, 1979. 140 с.
16. Сейсмогеологическая модель литосферы северной Европы: Баренцрегион. Ч. 1. Апатиты: Изд-во КНЦ
РАН, 1988. 236 с.
17. Шустова Л.Е. Ботническо-Кандалакшская зона глубинного прогиба земной коры в центральной части
Балтийского щита // Докл. АН СССР. 1963. Т. 148. № 2. С. 418-419.
18. Кошечкин Б.И. Голоценовая тектоника восточной части Балтийского щита. Л.: Наука, 1979. 160 с.
19. Земная кора восточной части Балтийского щита. Л.: Наука, 1977. 229 с.
20. Никонов А А. Развитие рельефа и палеогеография антропогена на западе Кольского полуострова.
М.: Наука, 1964. 182 с.
21. Lagerhack R. Late Quaternary faulting and paleoseismicity in northern Fennoscandia, with particular reference to
the Lansjarv area, northern Sweden // Geologiska Fareningens i Stockholm Forhandingar. 1990. V. 112. № 4.
P. 333-354.
22. Трифонов В.Г. Неотектоника Евразии. М.: Научный мир, 1999. С. 136-142.
23. Lukashov A. Paleoseismotectonics in the Northern part of Lake Onega (Zaonezhskij peninsula, Russian Karelia).
Geol. Survey of Finland. Nuclear Waste Disposal Rec. Peport YST-90. Espoo, 1995. 36 p.
24. Olesen O. The Stuoragurra Fault, evidence of neotectonic in the Precambrian of Finnmark, northern Norway //
Norsk Geologisk Tidsskrift. Oslo. 1988. V. 68. P. 107-118.
25. Morner N.A., Edmond S., Zuchiewicz W. Neotectonics and paleoseismicity within the Stockholm intracratonal
region in Sweden //Tectonophysics. 1989. V. 163. № 3-4. P. 289-303.
26. Козырев А А. Формирование тектонических нарушений в верхней части земной коры // Управление
горным давлением в тектонически напряженных массивах. Ч. 1. Апатиты: Изд-во КНЦ РАН. Горн,
ин-т, 1996. С. 8-42.
27. Колпаков Н.И., Ляховицкий В А., Минц М.В. и др. Геодинамическая природа некоторых рельефо-
образующих процессов Кольского полуострова // Геотектоника. 1991. № 2. С. 84-91.
28. Ассиновская БА. Механизмы очагов землетрясений северо-восточной части Балтийского щита // Изв.
АН СССР. Сер. Физика Земли. 1986. № 1. С. 101-105.
29. Глазнев В.Н., Маслов Л.А., Комова О.С. Оценка напряженного состояния земной коры северо-востока
Балтийского щита на основе ее плотностной модели // Изв. АН СССР. Сер. Физика Земли. М., 1988.
№ 10. С. 62-66.
Геологический институт КНЦ РАН Поступила в редакцию
16.12.2000
PALEOSEISMIC DISLOCATIONS OF THE NORTHEASTERN PART OF THE BALTIC SCHIELD
AND THEIR GEOLOGICAL-TECNONIC POSITION
S.B. NIKOLAEVA
Summary
Local paleoseismic dislocations have been found in the Kola region as a result of specialized geologic and
geomorphlogic investigations. They are interpreted as a direct evidence of tectonic disturbances by strong ancient
earthquakes, affecting both topographical relief and the bedrock. Paleoseismic dislocations are concentrated in specific
localities - paleoseismic ares. The areas coincide with the position о particular Precambrian and neotecnonic structures,
which are characterized by differential movements.
74
УДК 551.435.8(620)
© 2001 г. А.Л. ЧИЧЕРОВ
О РАСПРОСТРАНЕНИИ КАРСТОВЫХ ФОРМ РЕЛЬЕФА
В ВОСТОЧНОЙ ПУСТЫНЕ ЕГИПТА
Развитие карстового процесса и распространение карстовых форм рельефа в аридных
областях традиционно менее изучены, чем на территориях с гумидным климатом. Именно к та-
кой зоне, выпавшей из поля зрения карстоведов, относится значительная часть территории
Египта, на которой, однако, существуют предпосылки для распространения карстовых форм
рельефа и продолжения пусть даже очень медленного, карстового процесса. Такими предпо-
сылками являются:
- толща карбонатных отложений (мощностью до 270 м), слагающая поверхность значи-
тельной части Западной и Восточной пустынь Египта;
- существование суши на данных площадях в период с олигоцена по настоящее время;
- преобладание здесь в вюрмскую ледниковую эпоху более влажного, чем современ-
ный, климата с количеством осадков, составлявшим, например, даже еще в течение неолита
100-400 мм в год [1, 2];
- широкое развитие речной сети, начиная с плиоцена.
Было проведено рекогносцировочное обследование нескольких участков средней части
Восточной пустыни Египта в районе, ограниченном рекой Нил на западе, Вади Кена - на
востоке, широтами 27°40’ и 26°40’ с.ш., соответственно, на севере и на юге. Территория
представляет собой плато с абсолютными отметками от 275 м до 773 м выше уровня моря,
рассеченное сухими долинами (вади), глубиной до 400 м и оврагами (фото 1). Сток по ним
происходил к западу в р. Нил. Часть рек, впадавших в Нил, на значительном протяжении текла
в противоположном ему направлении - с севера на юг (Вади Кена, Вади Гурди и др.).
Количество осадков, выпадающих на данной территории, в настоящее время не превышает
5 мм в год.
Рельефообразующие процессы, действовавшие ранее и происходящие в настоящее время,
сформировали в данном районе весь комплекс форм, характерный для каменистой пустыни.
Так, на поверхности плато залегает элювиальный щебень известняка, покрытый пустынным
загаром. Края уступов плато у вади часто расчленены трещинами на столбчатые останцы,
а понижения между останцами заняты россыпями каменных глыб и щебнем. В результате
коррозии в более мягких разностях известняка возникают многочисленные ниши. Пласты
с прослоями кремня создают над такими породами карнизы. В фациях, богатых остатками
фауны, распространены ячеистые формы выветривания. В вади встречаются также эоловые
песчаные отложения - шлейфы, прикрывающие склоны уступов, барханов и отдельные дюны.
Примечательно, что по мере приближения к долине р. Нил количество песка увеличивается,
и высота дюн возрастает. На площадях распространения массивных нуммулитовых известня-
ков, в основании вертикальных бортов вади, образуются осыпные шлейфы.
В основании плато залегают меловые отложения, выходящие на поверхность в Вади Кена
и представленные песчанниками, песками, известняками и глинистыми сланцами общей мощно-
стью более 250 м. Направление падения пород меловых отложений - западное, средний угол
падения - 3°. Толщу меловых отложений перекрывает пространственно выдержанный горизонт
палеоценовых глинистых сланцев Иены, мощностью до 100 м, которые являются региональ-
ным водоупорным горизонтом для всей средней части Восточной пустыни Египта.
Выше по разрезу залегают известняки эоценового отдела палеогеновой системы в простран-
стве значительно фациально изменчивые, носящие название ’’известняки формации Сераи",
аналогичные известнякам формации Тебес, обнажающимся на западном берегу р. Нил у Лук-
сора. Верхнюю часть толщи слагают нуммулитовые известняки с Gryphaea pharaonum, Ostrea
multicostata, Nummulites subramond, подстилаемые известняками с прослоями кремня либо без
таковых с разной степенью присутствия фауны. Известняки трещиноватые, в боротах долин
сильно выветрелые. В районе рекогносцировки фациальная изменчивость известняков не за-
картографирована. Мощность известняков формации Сераи достигает 270 м.
В долине Нила и Вади Кена фрагментарно распространены отложения плиоценового
морского залива, существовавшего в долине Нила. Они несогласно перекрывают подножия
склонов и образуют террасы, сложенные терригенными глинами, мергелями и грубообломоч-
ными породами, иногда брекчиями и конгломератами. Мощность плиоценовых отложений не
превышает 40 м.
75
Фото 1. Известняковое плато Восточной пустыни, пересеченное Вади Гурди
Террасы Нила, Вади Кена, Вади Гурди и др. различного возраста, от плиоценовых до
голоценовых, располагающиеся на высотах от 145 м до 3 м, детально описаны во многих работах
[3-5]. В аллювии, представленном галькой, гравием, песком с прослоями ила, нередко находят
кремневые орудия, датируемые поздним палеолитом - неолитом. Заслуживает упоминания тот
факт, что уровень Нила в течение неолита был ниже современного. У подножия обрывов,
ограничивающих вади, распространены делювиальные отложения плейстоценового возраста,
перекрытые плейстоцен-голоценовым коллювием. Современные осыпи сложены, в основном,
легкоразрушающимся нуммулитовым известняком верхней части разреза палеогеновых
отложений. В вади встречаются также песчаные дюны высотой до 30 м [6].
В результате рекогносцировочного обследования удалось обнаружить на данной территории
типичные карстовые формы. В подстилающих нуммулитовые известняки массивных разностях
эоценовых известняков формации Сераи наблюдались: закарстованные трещины, отверстия
полостей округлой формы диаметром до 1 м, полости с размерами входных отверстий до 3 х 8 м,
вскрытые в бортах Вади Гурди, Вади Асьюти, Вади Хабиб и др. Стенки закарстованных трещин
часто покрыты корочками и кристаллами кальцита звездчатой формы. В толщах нуммулитовых
известняков и известняков со значительным присутствием кремней признаков закарстованности
не обнаружено.
Рассмотрим, в качестве примера, некоторые найденные крупные карстовые полости.
Пещера, обнаруженная в левом борту Вади Гурди, находится на высоте ~ 40 м от дна долины
и имеет входное отверстие ~5 х 4 м (фото 2). Установленное название - Адель Таваколь.
Обследование не производилось.
Пещера Он, отмеченная на топографической карте 1973 г., находится в основании правого
борта Вади Асьюти на высоте 2 м от дна долины и имеет входные размеры ~2 х 5 м (фото 3).
Проходимая протяженность пещеры составляет 20 м. Дно покрыто слоем пыли мощностью не
менее 0,8 м, которая до потолка заполняет сужающийся далее ход. Потолок во входовой части
пещеры закопчен, в рыхлых отложениях обнаружены остатки керамики неустановленного
возраста.
76
Фото 1. Известняковое плато Восточной пустыни, пересеченное Вади Гурди
Террасы Нила, Вади Кена, Вади Гурди и др. различного возраста, от плиоценовых до
голоценовых, располагающиеся на высотах от 145 м до 3 м, детально описаны во многих работах
[3-51. В аллювии, представленном галькой, гравием, песком с прослоями ила, нередко находят
кремневые орудия, датируемые поздним палеолитом - неолитом. Заслуживает упоминания тот
факт, что уровень Нила в течение неолита был ниже современного. У подножия обрывов,
ограничивающих вади, распространены делювиальные отложения плейстоценового возраста,
перекрытые плейстоцен-голоценовым коллювием. Современные осыпи сложены, в основном,
легкоразрушающимся нуммулитовым известняком верхней части разреза палеогеновых
отложений. В вади встречаются также песчаные дюны высотой до 30 м [6].
В результате рекогносцировочного обследования удалось обнаружить на данной территории
типичные карстовые формы. В подстилающих нуммулитовые известняки массивных разностях
эоценовых известняков формации Сераи наблюдались: закарстованные трещины, отверстия
полостей округлой формы диаметром до 1 м, полости с размерами входных отверстий до 3 х 8 м,
вскрытые в бортах Вади Гурди, Вади Асьюти, Вади Хабиб и др. Стенки закарстованных трещин
часто покрыты корочками и кристаллами кальцита звездчатой формы. В толщах нуммулитовых
известняков и известняков со значительным присутствием кремней признаков закарстованности
не обнаружено.
Рассмотрим, в качестве примера, некоторые найденные крупные карстовые полости.
Пещера, обнаруженная в левом борту Вади Гурди. находится на высоте ~ 40 м от дна долины
и имеет входное отверстие ~5 х 4 м (фото 2). Установленное название - Адель Таваколь.
Обследование не производилось.
Пещера Он, отмеченная на топографической карте 1973 г., находится в основании правого
борта Вади Асьюти на высоте 2 м от дна долины и имеет входные размеры ~2 х 5 м (фото 3).
Проходимая протяженность пещеры составляет 20 м. Дно покрыто слоем пыли мощностью не
менее 0,8 м, которая до потолка заполняет сужающийся далее ход. Потолок во входовой части
пещеры закопчен, в рыхлых отложениях обнаружены остатки керамики неустановленного
возраста.
76
Фото 2. Вход в пещеру Адель Таваколь в левом борту Вади Гурди. Массивные
известняки подстилают нуммулитовый известняк
Пещера, название которой не установлено, обнаружена в левом борту Вади Асьюти,
в нескольких километрах восточнее пещеры Он. Вход находится на высоте ~ 10 м от дна
долины. Размеры - 3 х 8 м (фото 4). Обследование не производилось.
Пещера в правом борту Вади Хабиб расположена на уровне 1,5 м от дна долины. Она имеет
входные размеры 4 х 5 м и проходимую протяженность ~ 25 м (фото 5). Дно полости покрыто
пылью мощностью не менее 0,5 м, которая заполняет ее далее до потолка. В пылевых отло-
жениях присутствуют остатки керамики неустановленного возраста. Название не установ-
лено.
Пещера в левом борту Вади Хабиб расположена на уровне дна долины и представляет собой
в проходимой части полость размером 2 х 1,2 м и длиной до 10 м, дно которой и дальнейшее
продолжение заполнено песком и пылью. Название не установлено.
Кроме вышеперечисленных в данном районе наблюдались входные отверстия и других
полостей различного размера. Характерной особенностью всех обследованных полостей
является заполнение их до потолка в нескольких десятках метров от входа пылью и достаточно
резкий переход к увеличенным размерам привходовой части, вызванный, вероятно, процессами
выветривания.
На одном из участков плато в районе Вади Имрехелет найдены два карстовых колодца,
расположенные на расстоянии ~ 200 м друг от друга, и входящие, возможно, в одну систему.
Первый колодец диаметром ~ 4 м и глубиной не менее 15 м расположен в центре
слабовыраженной водосборной котловины на вскрытой поверхности массивных известняков
(фото 6, 7). Установленное название - Дэд Мохамед. Колодец не обследовался. Второй колодец,
77
Фото 2. Вход в пещеру Адель Таваколь в левом борту Вади Гурди. Массивные
известняки подстилают нуммулитовый известняк
Пещера, название которой не установлено, обнаружена в левом борту Вади Асьюти.
в нескольких километрах восточнее пещеры Он. Вход находится на высоте ~ 10 м от дна
долины. Размеры - 3 х 8 м (фото 4). Обследование не производилось.
Пещера в правом борту Вади Хабиб расположена на уровне 1,5 м от дна долины. Она имеет
входные размеры 4 х 5 м и проходимую протяженность ~ 25 м (фото 5). Дно полости покрыто
пылью мощностью не менее 0,5 м, которая заполняет ее далее до потолка. В пылевых отло-
жениях присутствуют остатки керамики неустановленного возраста. Название не установ-
лено.
Пещера в левом борту Вади Хабиб расположена на уровне дна долины и представляет собой
в проходимой части полость размером 2 х 1,2 м и длиной до 10 м, дно которой и дальнейшее
продолжение заполнено песком и пылью. Название не установлено.
Кроме вышеперечисленных в данном районе наблюдались входные отверстия и других
полостей различного размера Характерной особенностью всех обследованных полостей
является заполнение их до потолка в нескольких десятках метров от входа пылью и достаточно
резкий переход к увеличенным размерам привходовой части, вызванный, вероятно, процессами
выветривания.
На одном из участков плато в районе Вади Имрехелет найдены два карстовых колодца,
расположенные на расстоянии - 200 м друг от друга, и входящие, возможно, в одну систему.
Первый колодец диаметром ~ 4 м и глубиной не менее 15 м расположен в центре
слабовыраженной водосборной котловины на вскрытой поверхности массивных известняков
(фото 6, 7). Установленное название - Дэд Мохамед. Колодец не обследовался. Второй колодец,
77
Фото 3. Пещера Он в Вади Асьюти
размером 15 х 30 м и глубиной около 10 м, представляет собой, видимо, провал, образовав-
шийся на месте рухнувшего свода одного из залов пещеры. На дне провала среди густой травы
и кустарника растет пальма. Цвет почвы дна провала - темный, визуально - влажный. Видимая
с поверхности протяженность пещеры, которую мы назвали Русская Географическая,
составляет около 50 м (фото 8). Пещера не обследовалась.
На поверхности плато площадных карстовых форм рельефа (воронок, блюдец) не обна-
ружено. Все вскрытые в бортах вади карстовые полости (за исключением слабозакарстованных
трещин) располагаются в пределах трех явно выраженных уровней: на высоте 35-40 м, 10-15 м
от поверхности дна долины и у самой поверхности. Таким образом, вероятно, зародившийся
с возникновением речной сети в постолигоценовое время карстовый процесс, испытал 3 стадии
стабилизационного развития связанных с изменениями положения уровня грунтовых вод,
вызванных либо эвстатическими колебаниями уровня Средиземного моря, либо эпейрогени-
ческими движениями.
Безусловно, интенсивность карстового процесса в настоящее время мала по сравнению
с темпами ее развития в прошлом. Однако, даже наличие незначительного количества под-
земных вод на территории Восточной пустыни, питающее бедуинские колодцы, и малое коли-
чество осадков, выпадающих здесь, дают основание предполагать, что карстовый процесс здесь
не остановился, а продолжает медленно происходить.
78
Фото 3. Пещера Он в Вади Асьюти
размером 15 х 30 м и глубиной около 10 м, представляет собой, видимо, провал, образовав-
шийся на месте рухнувшего свода одного из залов пещеры. На дне провала среди густой травы
и кустарника растет пальма. Цвет почвы дна провала - темный, визуально - влажный. Видимая
с поверхности протяженность пещеры, которую мы назвали Русская Географическая,
составляет около 50 м (фото 8). Пещера не обследовалась.
На поверхности плато площадных карстовых форм рельефа (воронок, блюдец) не обна-
ружено. Все вскрытые в бортах вади карстовые полости (за исключением слабозакарстованных
трещин) располагаются в пределах трех явно выраженных уровней: на высоте 35-40 м, 10-15 м
от поверхности дна долины и у самой поверхности. Таким образом, вероятно, зародившийся
с возникновением речной сети в постолигоценовое время карстовый процесс, испытал 3 стадии
стабилизационного развития связанных с изменениями положения уровня грунтовых вод,
вызванных либо эвстатическими колебаниями уровня Средиземного моря, либо эпейрогени-
ческими движениями.
Безусловно, интенсивность карстового процесса в настоящее время мала по сравнению
с темпами ее развития в прошлом. Однако, даже наличие незначительного количества под-
земных вод на территории Восточной пустыни, питающее бедуинские колодцы, и малое коли-
чество осадков, выпадающих здесь, дают основание предполагать, что карстовый процесс здесь
не остановился, а продолжает медленно происходить.
78
Фото 4. Безымянная пещера в плотных, массивных известняках Вади Асьюти
Фото 5. Вход в безымянную пещеру в Вади Хабиб
79
Фото 4. Безымянная пещера в плотных, массивных известняках Вади Асьюти
Фото 5. Вход в безымянную пещеру в Вади Хабиб
79
Фото 6. Слабовыраженная водосборная котловина плато в районе Вади Имрехелет и карстовый колодец
Дэд Мохамед
Фото 7. Входное отверстие колодца Дэд Мохамед
80
Фото 6. Слабовыраженная водосборная котловина плато в районе Вади Имрехелет и карстовый колодец
Дэд Мохамед
Фото 7. Входное отверстие колодца Дэд Мохамед
80
Фото 8. Колодец на месте рухнувшего свода зала пещеры Русская Географическая
Вопрос распространения карстовых форм рельефа, и прежде всего, его крупных форм -
пещер, в Восточной пустыне Египта важен не только с геоморфологической и геологической
точек зрения, но и как потенциальный источник данных о заселении данного региона в неолите
и палеолите. Серия эоплейстоценовых и плейстоценовых оледенений безусловно создавала на
данной территории более благоприятные климатические условия для освоения их человеком,
остатки материальной культуры которого возможны в уже существовавших к тому времени
естественных убежищах типа карстовых пещер. Во всяком случае, эти предпосылки сущест-
вовали тогда, когда во время мустьерской эпохи (правда, в Южной Европе) происходило
активное освоение такого рода убежищ человеком. Даже в начале перехода к производящему
хозяйству в долине Нила в конце плейстоцена (ХШ-Х1 тысячелетия до н.э.), вызванному, в том
числе, изменением климатических условий, в периоды, когда влажность повышалась (VIII тыся-
челетие до н.э.), начиналось заселение египетских оазисов, лежащих к западу от Нила (Сива,
Харга, Набта Плайя, плато Гильф-эль-Кебир) [7. 8]. Вопрос же освоения Восточной пустыни
древним человеком остается открытым.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. McHugh W.P. Cattle Pastoralism in Africa. A Model for Interpreting Archaeological Evidence from the Eastern
Sahara Desert // Arctic Archaeology. 1974. Vol. 11. P. 54-86.
2. Ritchie J.C., Eyles C.H., Haynes C.V. Sediment and Pollen Evidence for an Early Mid - Holocene Humid Period
in the Eastern Sahara // Nature. 1985. Vol. 314. № 6009. P. 113-134.
3. Sandford K.S. The Pliocene and Pleistocene deposits of Wadi Qena and of the Nile Valley between Luxor and
Assiut//Quart. Journ. Geol. Soc. London. 1929. Vol. 75. P. 27-38.
4. Sandford K.S., Arkell WJ. Paleolitic man and the Nile Valley in lower Egypt // Chicago Univ., Oriental Inst. Publ.
1939. Vol. 36. P. 9-102.
5. Ball.J. Contributions to the geography of Egypt II Egypt, Cairo, Egypt Survey Dept. 1939. Vol. 300. P. 5-25.
6. Рушди Саид. Геология Египта. М.: Мир, 1965. 275 с.
7. Шнирельман ВЛ. Формирование и ранние этапы развития производящего хозяйства в Северо-Восточной
Африке. И Мероэ. М.. 1999. Вып. 5. С. 316-332.
8. Midant-Reynes В. The Prehistory of Egypt. From the First Egyptians to the First Pharaons. Oxford: 305 p.
Русское Географическое Общество Поступила в редакцию
29.05.2001
81
Фото 8. Колодец на месте рухнувшего свода зала пещеры Русская Географическая
Вопрос распространения карстовых форм рельефа, и прежде всего, его крупных форм -
пещер, в Восточной пустыне Египта важен не только с геоморфологической и геологической
точек зрения, но и как потенциальный источник данных о заселении данного региона в неолите
и палеолите. Серия эоплейстоценовых и плейстоценовых оледенений безусловно создавала на
данной территории более благоприятные климатические условия для освоения их человеком,
остатки материальной культуры которого возможны в уже существовавших к тому времени
естественных убежищах типа карстовых пещер. Во всяком случае, эти предпосылки сущест-
вовали тогда, когда во время мустьерской эпохи (правда, в Южной Европе) происходило
активное освоение такого рода убежищ человеком. Даже в начале перехода к производящему
хозяйству в долине Нила в конце плейстоцена (ХШ-Х1 тысячелетия до н.э.), вызванному, в том
числе, изменением климатических условий, в периоды, когда влажность повышалась (VIII тыся-
челетие до н.э.), начиналось заселение египетских оазисов, лежащих к западу от Нила (Сива,
Харга, Набта Плайя, плато Гильф-эль-Кебир) [7, 8]. Вопрос же освоения Восточной пустыни
древним человеком остается открытым.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. McHugh W.P. Cattle Pastoralism in Africa. A Model for Interpreting Archaeological Evidence from the Eastern
Sahara Desert// Arctic Archaeology. 1974. Vol. 11. P. 54—86.
2. Ritchie J.C., Eyles C.H., Haynes C.V. Sediment and Pollen Evidence for an Early Mid - Holocene Humid Period
in the Eastern Sahara//Nature. 1985. Vol. 314. № 6009. P. 113-134.
3. Sandford K.S. The Pliocene and Pleistocene deposits of Wadi Qena and of the Nile Valley between Luxor and
Assiut Ц Quart. Joum. Geol. Soc. London. 1929. Vol. 75. P. 27-38.
4. Sandford K.S., Arkell WJ Paleolitic man and the Nile Valley in lower Egypt H Chicago Univ., Oriental Inst. Publ.
1939. Vol. 36. P. 9-102.
5. Ball J. Contributions to the geography of Egypt H Egypt, Cairo. Egypt Survey Dept. 1939. Vol. 300. P. 5-25.
6. Рушди Саид. Геология Египта. М.: Мир, 1965. 275 с.
7. Шнирелъман В.А. Формирование и ранние этапы развития производящего хозяйства в Северо-Восточной
Африке. Ц Мероэ. М., 1999. Вып. 5. С. 316-332.
8. Midant-Reynes В. The Prehistory of Egypt. From the First Egyptians to the First Pharaons. Oxford: 305 p.
Русское Географическое Общество Поступила в редакцию
29.05.2001
81
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№4
октябрь - декабрь
2001
ИСТОРИЯ НАУКИ
УДК 551.435.162
© 2001 г. Е.Ф. ЗОРИНА, Б.П. ЛЮБИМОВ, И.И. НИКОЛЬСКАЯ, С.Д. ПРОХОРОВА,
Р.С. ЧАЛОВ
ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ ОВРАЖНОЙ ЭРОЗИИ
(к 90-летию со дня рождения Б.Ф. Косова)1
Среди российских ученых, посвятивших свою жизнь исследованию оврагов, видное место
занимает Борис Федорович Косов (1911-1983), 90 лет со дня рождения которого исполняется
в ноябре 2001 года. Трудно назвать вопросы оврагообразования, которые не нашли бы отраже-
ния в его многочисленных трудах. Он первый поставил вопрос о потенциале овражной эрозии
и ее прогнозировании с помощью расчетных методов, убедительно показал, что происхожде-
ние большинства оврагов на сельскохозяйственных землях антропогенное, хотя непосредствен-
ной действующей силой формирования овражных форм во всех случаях является естественный
процесс стока воды.
Вся научная и организационная деятельность Б.Ф. Косова связана с Географическим
факультетом Московского университета, откуда он с самого начала Великой Отечественной
войны ушел на фронт и куда вернулся после ее окончания для продолжения географических
исследований. Борис Федорович, будучи ученым-географом широкого профиля, основное
внимание в своих исследованиях уделял изучению процесса оврагообразования, был одним из
организаторов комплексных географических исследований в различных регионах страны,
а с 1969 г. возглавил отдел овражной эрозии в научно-исследовательской лаборатории эрозии
почв и русловых процессов им. Н.И. Маккавеева Географического факультета МГУ.
Изучением оврагов Б.Ф. Косов начал заниматься еще в первые послевоенные годы, когда
в 1948-1951 гг. участвовал в работах Центрально-Черноземной экспедиции Географического
факультета МГУ, за которые был удостоен первой научной премии им. Д.Н. Анучина.
Б.Ф. Косов исследовал овраги практически во всех природных зонах: в тундре и лесотундре,
в лесной зоне и лесостепи, в степях и в пустынной зоне на плато Устюрт [1, 2]. Важными
и плодотворными были выводы Б.Ф. Косова о географически предопределенных особенностях
проявления овражной эрозии в различных природных зонах. Он обратил внимание на то, что
овражная эрозия распространена повсеместно, во всех природных зонах, но в каждой из них она
имеет специфические черты и особый механизм, проявляющийся, в первую очередь, в склоно-
вой составляющей процесса и в спектре сопутствующих размыву процессов, отвечающих
зональным условиям [3,4].
Борис Федорович, наряду с другими исследователями, отметил важную роль в образовании
и развитии овражного рельефа не только того или иного географического фактора, а опре-
деленное их сочетание и взаимодействие, которое может ослабить, усилить или видоизменить
процесс в целом. Исходя из анализа развития овражной эрозии в различных природных зонах
СССР, Б.Ф. Косов обращал внимание на конвергентный характер этого процесса, то есть
возможность близкого по морфологическим признакам его проявления под влиянием различ-
ных факторов [3].
1 Работа выполнена по программе поддержки ведущих научных школ России (проект № 00-15-98512).
82
Б.Ф. Косов собрал, обобщил и систематизировал данные о причинах возникновения и скоро-
стях роста оврагов в разных регионах бывшего СССР за период с конца XIX века и до 70-х го-
дов XX века. За это время опубликовано много работ, посвященных различным аспектам проб-
лемы овражной эрозии. Обобщая полученные данные, Борис Федорович указывает на то, что,
при широком развитии овражной эрозии на сельскохозяйственных угодьях, не меньшую опас-
ность представляют виды овражной эрозии несельскохозяйственного происхождения - при
строительстве дорог, вырубке леса, строительстве поселков и городов и т.п.
Особенно большую ценность представляют данные о скоростях роста оврагов, большинство
из которых характеризует лишь линейный рост, что недостаточно для выводов о дальнейшей
динамике их развития. Борис Федорович отмечал трудность в обобщении этих данных, состоя-
щую как в различных методических подходах и разнородности материала, так и в большой
дискретности региональных сведений. Дальнейшая систематизация этих данных возможна
только при выработке единой методики сбора материалов, при определении типов и стадий
развития оврагов по общепринятой методической схеме. Важность сведений о росте оврагов
для сельскохозяйственных, мелиоративных, строительных и многих других организаций, плани-
рующих использование земель и проектирующих специальные противоовражные мероприятия,
диктует необходимость продолжения этих работ и систематизации данных по этой проблеме.
Как географ Б.Ф. Косов придавал большое значение картографическому методу изучения
процесса овражной эрозии, позволяющему выявить общие и в то же время принципиально важ-
ные закономерности в распространении и региональных особенностях развития оврагов. Для
выяснения географических закономерностей распространения овражной эрозии под его науч-
ным руководством впервые были составлены карты овражности на всю территорию бывшего
СССР: карта густоты овражной сети (км/км2) и карта плотности оврагов (ед/км2), причем
показатель плотности впервые введен Борисом Федоровичем [5]. Ему он придавал большую
роль, так как плотность оврагов отражает количественные перспективы возможного роста
оврагов, так называемый "фронт агрессии" овражной эрозии. Эти карты в масштабе 1:2500000
выполнены по уникальной методике с использованием метода ландшафтно-геоморфологичес-
ких эталонов. На картах нашли отражение овраги длиной от 150 метров и более. В 1973 году в
этом же масштабе на всю территорию бывшего СССР составлена комплексная карта
овражности одновременно по двум показателям: густоты и плотности оврагов [6].
Методика картографических исследований совершенствовалась Б.Ф. Косовым на протяже-
нии всей его деятельности. При исследовании и анализе овражности трех областей юга Нечер-
ноземья (Орловской, Рязанской, Тульской) им были определены показатели частоты оврагов
(ед/км), среднего слоя овражной денудации (мм), интенсивности овражных выносов (мм/год),
потерь почв за время оврагообразования, площадей овражных водосборов, площадей оврагов
и т.д. Кроме этих новых карт на территорию юга Нечерноземья были составлены карты совре-
менной заовраженности по показателям густоты и плотности, но с подразделением на разные
типы оврагов (береговые, склоновые и донные), а также карты густоты речной, балочно-сухо-
дольной сети, определены различные морфометрические характеристики овражных водо-
сборов.
Б.Ф. Косов считал важным выяснение относительной роли антропогенного фактора в разви-
тии овражной эрозии. Под его руководством была разработана методика определения коли-
чества антропогенных оврагов и сопоставления их с общим количеством оврагов, показанных
на карте современной овражности. Проведенный анализ по 20 бывшим губерниям России
убедительно показал, что значительная часть овражной сети обязана своим происхождением
одному из наиболее распространенных видов антропогенного воздействия - сельскохозяйст-
венному освоению и распашке земель [7]. Подсчитан баланс растущих и отмирающих оврагов
и определена тенденция развития овражной сети во времени для центральных районов евро-
пейской территории страны. В основном из-за замедляющегося, а иногда и прекратившегося
роста площади пашни намечается изменение соотношения количества оврагов, находящихся на
разных стадиях развития: постепенное сокращение количества активно растущих деятельных
оврагов и увеличение количества отмерших. Однако выявленная тенденция не снижает акту-
альности борьбы с овражной эрозией ввиду продолжающегося развития современной овражной
сети, появления новых активных оврагов, из-за роста антропогенных оврагов несельскохозяй-
ственного генезиса.
Результаты исследований овражной эрозии, выполненные Б.Ф. Косовым и научным кол-
лективом под его руководством, вошли в качестве одной из составляющих в учение о едином
эрозионно-аккумулятивном процессе, разработанное Н.И. Маккавеевым и развиваемое на Гео-
графическом факультете МГУ его учениками [8]. Согласно этому учению эрозионно-аккуму-
лятивные процессы во всех звеньях гидрографической сети взаимосвязаны и взаимообуслов-
83
лены. Б.Ф. Косов убедительно показал эту взаимосвязь и отметил значительную рельефо-
образующую роль овражной эрозии как агента общей денудации. Был сделан подсчет количе-
ства оврагов, их протяженности, частоты оврагов, определены площади овражных водосборов,
площади самих оврагов и их объемы, определен прирост овражной сети за счет антропогенных
оврагов за период сельскохозяйственного освоения [9, 10].
Б.Ф. Косовым значительное внимание было уделено выявлению механизма и закономер-
ностям взаимообусловленных изменений динамики и морфологии оврагов в процессе их разви-
тия. Он подчеркивал, что образование и распространение овражных форм, а также ход их ста-
дийного развития отражают специфику природной и антропогенной обстановки каждого
региона. Вместе с тем существуют некоторые общие закономерности развития оврагов, не свя-
занные с изменениями во времени внешних факторов. Овраг - это саморазвивающаяся система
с положительными и отрицательными обратными связями, обусловленными взаимодействием
эрозионных и склоновых процессов [11]. Для изучения закономерностей формирования оврагов
Б.Ф. Косовым были организованы и проведены экспериментальные исследования на модель-
ной установке в Гидрокорпусе МГУ. Результаты экспериментальных исследований позволили
сформулировать идею стадийного развития оврагов и ориентировочно определить их продол-
жительность (в относительных величинах по отношению к общему периоду развития оврага),
проследить связь линейного роста оврага с ростом других его параметров (глубины, ширины,
площади, объема), а также общие закономерности их взаимообусловленных изменений в тече-
ние всего цикла оврагообразования. Выявлены два основных этапа, проявляющиеся в направ-
лении развития всех параметров оврага: 1) нарастания скоростей роста, 2) их затухания, на фоне
которого наблюдаются постоянные пульсации скоростей во времени. Установлена неравномер-
ность и асинхронность роста всех морфологических характеристик развития оврага, в резуль-
тате чего их предельные размеры достигаются в разное время. На последнем этапе развития
при почти полной стабилизации длины оврага его объем и площадь продолжают активно расти.
Опыты позволили воспроизвести форму продольного профиля оврага на затухающей стадии
развития, которая была подтверждена при натурных обследованиях. Получены эмпирические
зависимости, связывающие овражность с морфометрическими характеристиками водосборов,
а также зависимости изменения во времени отдельных параметров оврага. Проведенные иссле-
дования позволили обосновать вывод о неправомерности использования краткосрочных наблю-
дений, а также характеристики только одного параметра (например, роста длины) для опреде-
ления перспективного роста оврага и его динамики в целом. Полученные при эксперимен-
тальных исследованиях результаты заложили основы научного подхода к разработке методов
определения этапов развития оврагов и рационального комплекса противоовражных меро-
приятий (в связи с этими этапами).
По инициативе Бориса Федоровича в 1982 году были начаты натурные стационарные
исследования оврагов на Боровской учебно-научной станции МГУ. Им сформулированы задачи
и программа исследований, которые продолжаются до настоящего времени, открывая все
новые особенности механизма овражной эрозии в различные по климатическим условиям годы
и при различных сочетаниях ландшафтных и антропогенных условий на овражных водосборах.
Ведутся наблюдения над сезонной динамикой процесса овражной эрозии, формированием стока
воды и наносов на овражных водосборах. Было установлено, что основной ежегодный прирост
оврагов происходит в период весеннего снеготаяния. Особенно интенсивная овражная эрозия
развивается при солярном типе снеготаяния, при так называемых "дружных" веснах, когда
отмечается большой суточный ход температуры воздуха от нулевых ночью до +10°С и более
в послеполуденные часы. При этом происходит очень быстрое и интенсивное таяние снега на
всем овражном водосборе, резко активизируются оползни и оплывины по бортам оврагов,
обрушиваются целые блоки грунтов вместе с растущими на них деревьями. При редких, ано-
мально интенсивных ливневых паводках также наблюдается катастрофический рост оврагов и
образование потоков высокой мутности, близких к селевым, и большая по объему аккумуляция
в конусах выноса. Наблюдения за механизмом роста вершин оврагов в маловодные годы
показали, что овраги растут в основном за счет суффозионных процессов, развивающихся по
"понорам" и по трещинам в протаявших и просыхающих грунтах. Было установлено, что ве-
сенние паводки не приводят к врезанию русла оврага и росту его вершин, если они проходят по
мерзлому грунту и когда период снеготаяния очень растянут [12, 13].
Географический подход к изучению овражной эрозии позволил Б.Ф. Косову и его сотруд-
никам детально исследовать факторы овражной эрозии и впервые вместо употребляемой ранее
балльной оценки дать количественную оценку по показателям, учитываемым в единой
расчетной зависимости прогноза овражной эрозии [14]. Были составлены факторные карты на
обширные территории отдельных регионов Русской равнины, юга Нечерноземья, Европейской
84
территории России и на всю территорию бывшего СССР. В число факторных карт для
прогноза овражной эрозии вошли следующие: размываемости покровных горных пород, глубин
местных базисов эрозии, средней крутизны, длины и формы склонов и др. [15]. Также было
проведено районирование интенсивности развития оврагов по показателю расходов твердого
стока в замыкающих створах овражных водосборов и предельно возможной длине оврагов.
Все исследования проводились в ареалах водосборных бассейнов рек первого порядка.
Значительное внимание в работах Б.Ф. Косова уделялось проявлению овражной эрозии на
урбанизированных территориях, где овраги приносили существенный ущерб различным объек-
там. Примеры таких разрушений наблюдались в районах Москвы, Новосибирска, Читы,
Салехарда и во многих других городах и населенных пунктах. Известны случаи разрушения
оврагами трасс трубопроводов, шоссейных дорог, заноса овражными выносами улиц,
перегораживания русел малых рек, заиление прудов и т.д. [16-18].
Борис Федорович подчеркивал, что современный арсенал методов и технических средств
борьбы с оврагами вполне обеспечивает решение овражной проблемы, и при наличии необхо-
димых материальных вложений и кадров она могла бы быть практически снята с повестки дня.
Но для успешного ее решения с наименьшей затратой сил и средств необходимы: правильный
учет современной заовраженности территории, точная оценка интенсивности и тенденций роста
овражной сети, надежный прогноз возможного появления, распространения и предельного
роста при том или ином хозяйственном использовании районов в различных природных
условиях. Разработка научных принципов планирования и организации противоэрозионных
мероприятий невозможны без учета указанных характеристик. Ими в значительной степени
определяются целесообразность освоения той или иной территории, выбор и рациональное
размещение эффективных противоэрозионных мероприятий, определение объектов и стои-
мость работ по борьбе с оврагами.
Нам запомнилось крылатое выражение Б.Ф. Косова об овражной эрозии: "Овраги - это
опасно! Овраги - это прекрасно!". В этих словах заключается вся двойственность оценки этого
природного феномена. Если рассматривать овражную эрозию только как процесс современ-
ного катастрофического разрушения земель, то безусловно это очень опасный процесс. Если
же подходить к оврагам как к красивым формам современного рельефа и стремиться обла-
городить их под рекреационные парковые зоны отдыха или использовать как естественные
емкости для водонакопления и орошения сельскохозяйственных земель, то их можно рассмат-
ривать как живописный элемент ландшафта. Реконструированные овражные системы уже
сейчас имеются в Москве, Рязани, Нижнем Новгороде и других городах и используются под
зоны отдыха. Примером удачного решения рекреационных проблем в оврагах является проект
в городе Черкассы, удостоенный Государственной премии. В Москве подобные работы осу-
ществлены в национальном парке - Музее Коломенское, где географы принимали участие
в разработке рекреационных и противоовражных мероприятий.
По научным материалам Бориса Федоровича Косова и его коллег в 1989 году была опубли-
кована монография "Овражная эрозия" [14], удостоенная премии имени Д.Н. Анучина. Все
дальнейшие исследования овражной формы в лаборатории являются в основном последующим
развитием идейного наследия Бориса Федоровича. Уже после его кончины были проведены
исследования овражной эрозии в различных зональных и региональных условиях, в частности,
в бассейнах рек Вятки, Чепцы, Средней Волги и Оки. Комплексные натурные исследования,
направленные на оценку эрозионной опасности смыва, оврагообразования и ветровой эрозии,
проведены в Воронежской, Саратовской, Оренбургской областях, Ставропольском крае, на
Алтае. Результаты этих работ отвечали непосредственным нуждам организаций, занимаю-
щихся вопросами землепользования [19].
Продолжает развиваться картографическое направление изучения овражной эрозии. В ряде
своих работ Б.Ф. Косов отмечал, что в зоне интенсивного сельскохозяйственного освоения
овраги длиной менее 150 метров составляют 70-80% от общего количества. На основе обра-
ботки крупномасштабных карт и результатов полевых наблюдений была разработана методика
и рассчитано количество и протяженность оврагов длиной от 70 до 150 метров. Составлены
новые карты овражности (густоты и плотности), учитывающие все овражные формы, превы-
шающие 70 метров [20], серия факторных карт - глубин базисов эрозии, размываемости гор-
ных пород, коэффициентов стока, а также карта водосборных бассейнов рек первого порядка
в масштабе 1:2500000, которые послужили основой для оценки современной и прогнозной
овражности [21, 22]. Помимо этого составлены карты площадей оврагов на сельскохозяй-
ственных землях, интенсивности овражных выносов, длин склонов эрозионной сети и ее
структуры (с выделением густоты речной, лощинно-балочно-суходольной и овражной сети)
[23-25].
85
В развитие идеи Бориса Федоровича о количественной оценке потенциала овражной эрозии
была разработана методика расчета комплекса параметров для характеристики возможного
развития оврагообразовательного процесса и составлены карты прогноза и потенциала овраж-
ной эрозии на Европейскую территорию России в масштабах 1:2500000 и 1:1500000. Эти карты
и методические разработки оценки потенциала были использованы землеустроительными
организациями с целью выяснения эрозионной опасности земель [26]. Продолжаются и раз-
виваются исследования овражной эрозии на урбанизированных территориях (в городах Ела-
буга, Набережные Челны, Смоленск, Брянск и др.). Большое внимание уделяется исследо-
ваниям оврагов в зоне многолетнемерзлых пород [27, 28].
В последние годы в связи с развитием экологических проектов оврагообразование стало
рассматриваться как один из негативных природно-техногенных процессов. Для определения
его роли были разработаны единые критерии оценки, создана серия карт, отражающих степень
опасности, напряженности, риска оврагообразовательного процесса, опубликованы научные
статьи по этой тематике [29-31].
Результаты исследований овражной эрозии, проводившиеся Б.Ф. Косовым и его коллегами,
способствовали разработке научных основ противоовражной мелиорации земель и находят
практическое применение в современных проектах использования земельных ресурсов.
Борис Федорович Косов относится к поколению географов-геоморфологов, которому при-
надлежит приоритет в открытии и разработке новых направлений исследований. Им основана
научная школа исследователей овражной эрозии в Московском университете.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Косов Б.Ф. Овражная эрозия в зоне тундры // Научные доклады Высшей школы. Геол.-геогр. науки.
1959. № 1.С. 123-125.
2. Косов Б.Ф. Овражная эрозия в лесной зоне ЕЧ СССР // Жизнь Земли. Вып. 1. 1961. С. 40-45.
3. Косов Б.Ф. Географические исследования овражной эрозии в различных природных зонах // Методы
географических исследований. М.: 1960. С. 61-71.
4. Косов Б.Ф. Заметки об овражной эрозии в тундре, лесной зоне, лесостепи и в пустыне // Вопросы
эрозии и смыва. М.: Изд-во МГУ, 1962. С. 191-208.
5. Косов Б.Ф., Константинова Г.С., Губанов М.Н. Составление карт густоты и плотности оврагов на
территории СССР // Вести. МГУ. Сер. 5. География. 1970. № 2. С. 100-105.
6. Косов Б.Ф., Константинова Г.С. Комплексная карта овражности равнинной территории СССР //
Геоморфология. 1973. № 3. С. 3-9.
7. Косов Б.Ф., Зорина Е.Ф., Прохорова С.Д. Опыт учета роли антропогенного фактора в развитии
овражной сети в степной и лесостепной зонах европейской территории СССР // Вести. МГУ. Сер. 5.
География. 1975. № 6. С. 51-57.
8. Эрозионные процессы. М.: Мысль, 1984. 256 с.
9. Косов Б.Ф. Рельефообразующая роль антропогенной овражной эрозии // Вести. МГУ. Сер. 5. Географ.
1978. № 5. С. 19-26.
10. Косов Б.Ф. Антропогенные и естественные овраги // Эрозионные процессы: географическая наука
практике. М.: Мысль, 1984. С. 117-123.
11. Косов Б.Ф., Никольская И.И., Зорина Е.Ф. Экспериментальные исследования оврагообразования //
Экспериментальная геоморфология. Вып. 3. М.: Изд-во МГУ, 1978. С. 113-140.
12. Исследование стока воды и наносов на склоновых водосборах реки Протвы. М.: Деп. ВИНИТИ.
№6389-В89. 1987.210 с.
13. Веретенникова М.В. Механизм овражной эрозии и динамика русловых форм // Геоморфология. 1998.
№ 2. С. 66-75.
14. Овражная эрозия: М.: Изд-во МГУ, 1989. 168 с.
15. Косов Б.Ф., Зорина Е.Ф.. Константинова Г.С. и др. Современная овражность и потенциал овраго-
образования на территории СССР. М.: Деп. ВИНИТИ. № 4266-79. 1979. 243 с.
16. Косов Б.Ф., Кесь А.С. Антропогенные изменения геоморфологических процессов и антропогенный
рельеф Ц Климат, рельеф и деятельность человека. М.: 1981. С. 47-58.
17. Косов Б.Ф., Константинова Г.С. Овражная эрозия в тундре // Эрозия почв и русловые процессы.
Вып. 1. М.: Изд-во МГУ, 1970. С. 157-161.
18. Косов Б.Ф., Константинова Г.С. Овражная эрозия в области вечной мерзлоты // Вопросы криоли-
тологии земли. М.: Наука, 1976. С. 162-169.
19. Малые реки Центра Русской равнины, их использование и охрана. М.: 1988. 234 с.
20. Зорина Е.Ф., Никольская И.И., Прохорова С.Д. Заовраженность равнинных территорий России //
Проблемы оценки экологической напряженности территории России: факторы, районирование. М.:
Изд-во МГУ, 1993. С. 33-41.
86
21. Любимов Б.П., Морякова Л.А. Устойчивость овражных склонов при их естественном развитии и
зарастании в связи с проектированием противоэрозионных мероприятий // Эрозия почв и русловые
процессы. Вып. 8. М.: Изд-во МГУ, 1981. С. 92-108.
22. Любимов Б.П. Опыт составления карт размываемости рельефообразующих горных пород для анализа и
прогноза овражной эрозии (на примере юга Нечерноземной зоны) // Вести. МГУ. Сер. 5. География.
1985. № 2. С. 62-70.
23. Веретенникова М.В., Зорина Е.Ф., Любимов Б.П. и др. Карты современного и прогнозного поражения
оврагами земель сельскохозяйственного фонда // Геоморфология. 1997. № 4. С. 27-33.
24. Малые реки Волжского бассейна. М.: Изд-во МГУ, 1998. 234 с.
25. Никольская И.И., Прохорова С.Д. Картографическая оценка современных и прогнозных длин склонов
эрозионной сети // Геоморфология. 1999. № 3. С. 50-56.
26. Зорина Е.Ф., Любимов Б.П., Никольская И.И., Прохорова С.Д. Новые типы карт опасности овражной
эрозии Ц Геоморфология. 1992. № 3. С. 22-31.
27. Любимов Б.П. Зональные особенности овражной эрозии // Геоморфология. 1998. № 1. С. 68-72.
28. Любимов Б.П. Геоморфологические особенности овражной эрозии в зоне тундры // Геоморфология.
2000. №2. С. 18-25.
29. Веретенникова М.В., Зорина Е.Ф., Ковалев С.Н. и др. Экологические проблемы овражной эрозии в
различных географических условиях // Экологические проблемы эрозии почв и русловых процессов.
М.: Изд-во МГУ, 1992. С. 80-94.
30. Зорина Е.Ф., Ковалев С.Н., Никольская И.И., Прохорова С.Д. Экологическое состояние и устойчивость
современных ландшафтов ЕТР к овражной эрозии // Проблемы оценки экологической напряженности
европейской территории России: факторы, районирование, последствия. М.: Изд-во МГУ, 1996.
С. 52-60.
31. Зорина Е.Ф., Веретенникова М.В. Риск развития овражной эрозии // Геоморфология. 1999. № 4.
С. 70-74.
Московский государственный университет
Географический факультет
Поступила в редакцию
08.06.2001
87
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№4
октябрь - декабрь
2001
РЕЦЕНЗИИ
ПРОШЛОЕ, НАСТОЯЩЕЕ И БУДУЩЕЕ БЕРЕГОВ РОССИИ1
В 1999 г. опубликована интересная монография П.А. Каплина и А.О. Селиванова - известных исследо-
вателей морских берегов. Ими обобщен огромный фактический материал по морям России - литературный
и собственный и убедительно показано, что широкое использование исторического подхода к познанию
прошлого и современного состояния морских берегов незаменимо для предсказания их дальнейшего
развития.
В монографии кроме кратких "Введения" и "Заключения" семь обстоятельных разделов (глав). Каждый
раздел заканчивается краткими выводами. В первой главе трактуются общие положения, связанные
с изменениями уровня Мирового океана и их взаимоотношениями с морскими берегами, обстоятельно
рассматриваются типы изменений уровня и факторы, их обусловливающие. Значительное внимание
уделяется колебаниям уровня Мирового океана в доплейстоценовое время (палеозое, мезозое, кайнозое).
Наиболее подробно характеризуются изменения в плейстоцене и голоцене, в особенности в поздне-
послеледниковое время. Раздел начинается с подведения итогов предыдущих исследований и описания
методов исследования. Авторы высказывают свое мнение о современных и ожидаемых изменениях уровня
Мирового океана и влиянии их на развитие различных типов морских берегов России.
Основную часть составляют региональные главы, на которые приходится более 3/4 объема моно-
графии. Последовательно описываются береговые регионы и отчасти подрегионы России: Арктическое
побережье морей Баренцева и Белого, Карского, Лаптевых и Восточно-Сибирского (гл. 2); побережья
крайнего Северо-Востока (гл. 3) и Дальнего Востока - Восточной Камчатки и Курильских островов, За-
падной Камчатки, Охотского моря, Сахалина и материкового побережья Японского моря (гл. 4); Черно-
морское и Азовское побережья (гл. 5); Российские побережья Каспия (гл. 6) и Балтики - Финского залива
и Калининградской области (гл. 7). Каждый из выделенных регионов рассматривается по трем временным
масштабам: плейстоцен-голоцена, позднеледникового времени, последних столетий и тысячелетий
(от 200-300 до 1500-2000 лет). Представляется правильным обособление крайнего Северо-Востока России,
как расположенного на стыке Северного Ледовитого и Тихого океанов. Для каждого региона приводится
общая характеристика, описываются изменения уровня моря в прошлом, современное состояние и дается
прогноз ожидаемых изменений берегов. Для таких регионов, как Арктический, Дальневосточный и Бал-
тийский, все эти сведения приводятся применительно к меньшим региональным единицам (подрегионам).
На наш взгляд, наибольшую научную ценность (в особенности методическую) имеет детальное рассмот-
рение истории развития Российского побережья Каспийского моря как примера резких изменений уровня
за довольно короткое время. Его берега усиленно изучались в последние десятилетия рядом исследо-
вателей, в том числе и авторами. В этой объемистой главе значительное место отведено истории
трансгрессий и регрессий Каспийского моря, которые оставили свой отпечаток на берегах. Отмечается, что
регрессивные эпохи были примерно в три раза менее продолжительными, чем трансгрессивные. Подробно
характеризуются особенности геолого-геоморфологического строения побережья по трем районам: дельте
Волги, Терско-Кумской низменной аллювиально-морской равнине и террасированной прибрежной морской
равнине Среднего и Южного Дагестана. Широко используется исторический подход, что отличает такие
описания от обычных геоморфологических характеристик береговых регионов (подобный подход при-
меняется авторами и при описании морских берегов остальных регионов России). Авторы обращают
внимание на то, что менее продолжительные регрессии прерывались на короткое время сравнительно
незначительными поднятиями уровня Каспия и повышение его уровня с 1978 г. на 2,5 м, возможно,
1 Каплин П.А., Селиванов А.О. Изменение уровня морей России и развитие берегов: прошлое, настоя-
щее, будущее. М.: ГЕОС, 1999. 299 с.
88
результат такой короткопериодной положительной подвижки. Однако существуют и другие мнения об
амплитуде и направленности изменений уровня Каспия на ближайшие десятилетия XXI в. Авторы
справедливо ссылаются на еще недостаточную разработку проблемы прогнозирования изменений уровня
этого моря, испытывающего противоречивое воздействие естественных и антропогенных факторов.
Для монографии в целом наиболее существенно установление главных этапов и стадий изменений
уровня морей России, происходящих в плейстоцене, голоцене и историческом прошлом. На многочислен-
ном фактическом материале подтверждено, что определяющее значение в этих изменениях имеет гляцио-
эвстатический фактор. При этом на различных побережьях значительную роль играли тектонические и
изостатические факторы, а также изменения формы поверхности земного шара. Показано, что самые
высокие уровни морей России приурочены к межледниковым эпохам плейстоцена (не свыше 15 м
над современным уровнем), а наиболее низкие - к последней ледниковой эпохе плейстоцена, т.е. около
17-20 тыс. лет назад (от -100 до -130 м). Преобладающая роль гляциоэвстатического фактора проявилась
в голоцене в скором поднятии уровня океана (в середине голоцена уровень океана установился немного
выше современного). Выполненное авторами исследование не подтверждает гипотезы о значительном
направленном понижении уровня океана на протяжении плейстоцена. По их мнению, в среднем и позднем
голоцене, после распада последнего материкового оледенения в Северном полушарии, уровень морей Рос-
сии колебался в пределах не более 5 м (при колебаниях среднего уровня океана, вероятно, не свыше 1 м).
П.А. Каплин и А.О. Селиванов пришли к важному выводу, имеющему большое научное и практическое
значение, что в XXI в., хотя и будет наблюдаться сравнительно незначительный подъем уровня Мирового
океана, однако повышение его даже на несколько десятков сантиметров приведет на морях России
к катастрофическому разрушению береговых форм и затоплению прибрежных низменностей. В сочетании
с тектоническим погружением побережий наступление моря на сушу еще более усилится. Предполагается,
что до 40% берегов России будут подвержены этим катастрофическим явлениям, которые с наибольшей
силой проявят себя на таких обжитых берегах морей, как Азовское, Черное, Балтийское и Японское.
В связи с этим при описании особенностей развития берегов не только этих морей, но и других регионов
обращается внимание на необходимость учета будущих негативных изменений комплексов берегового
рельефа, без чего невозможно рациональное береговое природопользование.
В качестве пожелания выскажемся за введение сведений о различных проявлениях на морских берегах
России широтной зональности применительно к их новейшей геологической истории, тем более что ранее
П.А. Каплин указывал на значение этого всеобщего географического закона в своей монографии
"Новейшая история побережий Мирового океана" (1973).
Несомненно, монография наряду с другими трудами данных авторов убедительно показывает важность
исторического подхода для разработки проблем берегового прогнозирования. Этим вопросам уделяется
еще недостаточное внимание со стороны других исследователей. Можно надеяться, что П.А. Каплин и
А.О. Селиванов со своими учениками успешно продолжат исследования в этой актуальной области учения
о морских берегах.
В.И. Лымарев
89
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№4
октябрь - декабрь
2001
ПОТЕРИ НАУКИ
Дмитрий Васильевич Борисевич
(1912-2000)
Отечественная и зарубежная наука понесла тяжелую
утрату. 28 апреля 2000 г. ушел из жизни крупный ученый, один
из основоположников учения о поверхностях выравнивания -
Дмитрий Васильевич Борисевич.
Д.В. Борисевич родился 27 декабря 1912 г. в г. Баку, в семье
инженера-нефтяника. В 1932 г. он поступил на геологический
факультет МГУ, но через год перевелся на почвенно-геогра-
фический факультет, который и окончил в 1937 г. по специаль-
ности геоморфология. В том же году начались его работы на
Урале, затем он работал в Саянах, на Сибирской платформе
и в ряде других районов СССР, где он приобрел богатый опыт
полевых геоморфологических исследований в составе крупных
геологических экспедиций.
Можно выделить несколько главных направлений деятель-
ности Д.В. Борисевича на протяжении всей его жизни. Начиная
с 50-х годов это прежде всего изучение геоморфологии Урала
в связи с поисками россыпных месторождений алмазов. Ра-
ботая в течение нескольких лет в Алмазной экспедиции
МИНГЕО, он предложил специальную методику картографи-
рования участков повышенной концентрации алмазов, выделяемых по геоморфологическим признакам.
Многочисленные публикации автора по Уралу содержали ряд ценных рекомендаций по поиску месторож-
дений и были с успехом использованы заинтересованными организациями в практических целях.
С середины 50-х годов исследования Д.В. Борисевича приобретают палеогеоморфологический харак-
тер. Он одним из первых выявил и закартографировал серию древних поверхностей выравнивания на Ура-
ле, определил их возраст, степень сохранности в современном рельефе, их связь с древней и современной
долинной сетью, наметил участки возможной концентрации россыпей. Итоги этих исследований были
опубликованы в ряде статей, а сводная работа "Поверхности выравнивания Урала", защищенная в 1953 г.
в качестве докторской диссертации, во многом определила направление последующих геоморфологических
исследований всего Уральского горного пояса.
Работы Д.В. Борисевича 60-80-х годов посвящены изучению поверхностей выравнивания материков
и отдельных крупных регионов суши. За этот период написаны труды по поверхностям выравнивания
Европы, Африки, Азии, Северной и Южной Америк. В монографии "История развития рельефа матери-
ков - фрагментов Гондваны" (1985 г.) прослежен сложный ход эволюционного преобразования лика Земли
на протяжении фанерозоя. Во всех этих трудах использован огромный по объему материал по истории
развития рельефа, тектонике и геологическому строению изучаемых территорий, необходимый для
определения генезиса и возраста поверхностей, корреляции эпох выравнивания с морскими трансгрессиями
в разных океанических бассейнах. Все эти вопросы нашли отражение в одной из важных теоретических
работ автора "Взаимодействие развития рельефа материков и дна океанов", опубликованной в журнале
"Геоморфология" в 1993 г. (№ 1).
Одним из направлений деятельности Д.В. Борисевича на протяжении более чем 40 лет была разработка
легенд для геоморфологических карт разных масштабов на основе новой, разработанной им же гене-
тической классификации форм рельефа, опубликованной также на страницах нашего журнала в 1970
и 1973 гг. Эта работа завершилась созданием еще одной, так называемой Универсальной легенды,
основанной на принципе совокупного изображения на картах помимо рельефа особенностей геологической
90
структуры, возраста и генезиса форм. В 80-х годах принцип универсального морфогенетического карто-
графирования был применен автором для разработки легенд геоморфологических и палеогеоморфо-
логических карт дна океанов и морей.
В самые последние годы прошедшего столетия Дмитрий Васильевич почти целиком посвятил себя
созданию, как он говорил, "заключительного труда жизни", в котором ему удалось осветить сложный про-
цесс преобразования рельефа планеты на протяжении последних 230 млн. лет. В монографии "Основные
этапы развития рельефа Западной Европы, Азии и Америки в мезозое и кайнозое" рельеф суши рас-
смотрен на фоне процессов, происходивших в океанах, что обусловливалось преимущественно движением
литосферных плит, приводящих к раскрытию и закрытию океанов, столкновению плит, образованию гор
альпийского и андийского типов. Эта монография, объемом 17 печатных листов и тиражом 500 экз.,
опубликована издательством "ГЕОС" на средства автора. К сожалению, она была подготовлена к печати
уже после его смерти и увидела свет только в 2001 г.
Необходимо сказать несколько слов о Дмитрии Васильевиче не только как об ученом. Это был
исключительно добрый, отзывчивый человек, всегда готовый оказать помощь товарищам по работе
и всем, кто к нему обращался за советами и с различными просьбами. На протяжении своей долгой жизни,
работая в трех крупных организациях: Алмазной экспедиции МИНГЕО, ВИНИТИ и в Институте
океанологии РАН, - будучи одно время членом Редколлегии журнала "Геоморфология", он приобрел много
друзей, сохраняющих о нем самую добрую и светлую память.
Редколлегия журнала "Геоморфология".
Лаборатория структурной геологии
Института океанологии РАН,
Лаборатория геоморфологии ИГРАН,
Геоморфологическая комиссия РАН
ХРОНИКА
ЭКЗОГЕНЕЗ И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ НА XII МЕЖДУНАРОДНОМ
СОВЕЩАНИИ ПО ГЕОЛОГИИ РОССЫПЕЙ И МЕСТОРОЖДЕНИЙ
КОР ВЫВЕТРИВАНИЯ
25-29 сентября 2000 г. в Москве состоялось XII совещание "Природные и техногенные россыпи
и месторождения кор выветривания на рубеже тысячелетий" (РКВ-2000). Проходило оно при финансовой
поддержке Министерства природных ресурсов, Президиума РАН, РФФИ и ряда других организаций.
Непосредственными организаторами были ИГЕМ, ВИМС и ЦНИГРИ. Всю работу координировали
сотрудники группы россыпей лаборатории геологии рудных месторождений ИГЕМ под руководством
ученого секретаря оргкомитета Н.Г. Патык-Кара. Работа совещания проходила под председательством
академика Н.А. Шило.
Всего в совещании РКВ-2000 приняли участие 195 человек из 12 стран. Было заслушано более 100 до-
кладов и продемонстрировано более 65 стендовых сообщений. Материалы совещания опубликованы в виде
сборников тезисов в двух книгах: первая (442 стр.) включает тезисы 236 докладов на русском языке, вторая
(237 стр.) - 158 тезисов на английском языке.
Цель совещания РКВ-2000 - при вступлении в новое тысячелетие подвести итоги накопленным
в данной области научным и практическим знаниям. В связи с очень высокой ролью месторождений кор
выветривания и россыпей в структуре запасов и добыче многих видов полезных ископаемых и с ее воз-
можным ростом в XXI веке, большой интерес представляли те доклады, в которых давалась оценка
потенциала россыпной сырьевой базы с позиций имеющихся знаний (включающих, кстати, обширную
палеогеографическую и палеогеоморфологическую информацию).
Так, весьма оптимистичным прогнозом прозвучал доклад Н.Г. Патык-Кара "Позиция россыпей
в стратисфере" (ИГЕМ РАН). Рассматривая эволюционный аспект россыпеобразования, автор выделила
5 мегаэпох (МЭ): ранний, поздний протерозой, вторые половины палеозоя и мезозоя и кайнозой (незавер-
шенная). Продолжительность фанерозойских МЭ около 100 млн. лет, незавершенной кайнозойской - 60.
Рамки МЭ, а также преимущественного распространения в них континентальных и прибрежно-морских
россыпей контролируются этапами орогении и глобальной структурной перестройки. А глобальные
климатические события накладывают отпечаток на распределение россыпей внутри МЭ, но не влияют на
продуктивность МЭ в целом. Россыпной потенциал древних МЭ, особенно в пределах платформ, далеко не
исчерпан и можно надеяться на выявление новых россыпных объектов в составе ископаемых осадочных
формаций, в которых сохраняются преимущественно россыпи, связанные с эпохами трансгрессий.
91
В этом же аспекте очень интересен доклад коллектива авторов (Н.М. Давиденко, В.В. Ян и др.),
посвященный проблеме экзогенных месторождений золота в осадочных толщах Севера Азии, запасы
которых могут быть весьма значительными. В нем авторы ставят проблему изучения золотоносности
докайнозойских, особенно пермских и других палеозойских, а также более древних толщ криолитозоны
Севера Азии. Первостепенного внимания, по мнению авторов, заслуживают базальные горизонты и
продукты многократного перемыва металлоносных образований, испытавших интенсивное криогенное
выветривание, высокоуглеродистые толщи и палеодельтовые отложения с повышенным содержанием
органического вещества, аутигенных сульфидов, аллювий гидросети, дренирующей докайнозойские
потенциально металлоносные терригенные толщи осадочного чехла Сибирской платформы и срединных
массивов ее складчатого обрамления. Кластогенное золото в этих отложениях в основном будет мелкое до
тонкодисперсного, непригодное для разработки традиционными гравитационными методами.
В этом же прогнозном ряду нужно рассматривать и доклад Н.М. Риндзюнской, Е.В. Матвеевой
и Е.А. Черемисиной, в котором была представлена "Карта перспектив экзогенных месторождений мелкого
и тонкого золота Российской Федерации". Составлена она в масштабе 1 : 5000000 и представляет собой
дополнение к комплекту карт "Экзогенная золотоносность и платиноносность Российской Федерации". Эта
работа отмечена Государственной премией Российской Федерации. В ней впервые определена
приоритетность субъектов РФ по потенциальным ресурсам экзогенных месторождений с мелким и тонким
золотом. В других докладах также отмечалось широкое распространение россыпных концентраций золота
в осадочных толщах России, Казахстана, Украины и дальнего зарубежья. Среди них и юрские, меловые,
палеогеновые, неогеновые и современные пески Восточно-Европейской платформы. Крупность золотин от
0,02 до 0,07 мм. Содержания, как правило, не более 0,05-1,00 г/т, но достаточные для попутного извлечения.
Следует отметить, что продолжается углубленное изучение источников россыпных проявлений золота на
Русской равнине. Так, в докладе Е.В. Матвеевой с соавторами (ЦНИГРИ) сообщается о наличии золота
в фациях аллювия верхней перми, нижнего триаса, юры, а также в прослоях сидеритов озерноболотных
фаций юры, в фосфоритоносных фациях мелководных бассейнов нижнего мела. В перекрывающих
отложениях ледникового комплекса кластогенное золото обнаружено в конечно-моренных образованиях,
основной морене, флювиогляциальных отложениях и отложениях камов и озов. В докладе
И.С. Воскресенского с соавторами, отражающем результаты поисков аллювиальных россыпей в средней
России, подтверждены основные закономерности строения современных речных долин и геомор-
фологические критерии прогноза и оценки аллювиальных россыпей, разработанные ранее геомор-
фологами МГУ для других, в том числе и горных, регионов страны, опирающиеся на представления об
унаследованном развитии долин в позднем плиоцене-голоцене и о древнем возрасте россыпей. Авторами по
этим критериям прогнозируются 18 золотороссыпных узлов и дается геолого-экономический расчет
эффетивности отработки россыпей с запасами в первые десятки кг, обещающий окупаемость капитальных
затрат в течение 2-3-х лет.
Исходя из стратегических задач развития сырьевой базы страны, среди минеральных типов место-
рождений, первостепенное внимание по-прежнему привлекают месторождения самородных металлов.
В пленарном докладе Б.И. Беневольского и Т.П. Шевцова (ЦНИГРИ) рассматривались актуальные
проблемы развития сырьевой базы и добычи россыпного золота в начале XXI века. Россия по-прежнему
является единственной страной из группы лидирующих, получающей половину золота из россыпей. Сейчас
же экономически доступных разведанных запасов при достигнутых темпах добычи хватает только до
2010 г. Эти обстоятельства и низкий уровень инвестиций в освоение коренных месторождений снова
выдвигают на ближайшую перспективу в число важнейших задачу по стабилизации и умеренному росту
добычи золота из россыпей.
Существенно продвинулось изучение техногенных россыпей. Уже предложена типизация россыпных
концентраций техногенного происхождения (Л.В. Спорыхина, ВИМС), подразделяющая их на первично-
экзогенные (продукты отработки и обогащения коренных месторождений) и вторично-экзогенные
(продукты переработки природных россыпей). Рассматривался также опыт разведки и отработки
Иргиредметом золотых техногенных месторождений Дальнего Востока (Е.А. Шевелева, О.В. Замятин,
В.Г. Пятаков), на основе которого рассмотрены особенности строения этих россыпей в зависимости от
целого ряда факторов и предложена методика их изучения для получения полного перечня сведений,
необходимых для принятия решений по оценке объектов, вплоть до составления их технологической
карты.
Следует отметить также начало изучения преобразования рудного вещества и новообразования мине-
ралов в техногенных россыпях и техногенных хвостах гравитационного обогащения (Н.В. Гореликова
с соавторами, ИГЕМ РАН и НПО "Говерла"), которые с определенных позиций могут рассматриваться как
модели процессов россыпеобразования. Рассмотрены также перспективы техногенных рудных концен-
траций на Украине (Е.Ф. Шнюков и др.), в Узбекистане (А.Х. Туресебеков и С.А. Кашкаров; Г.А. Про-
хоренко и А. Г. Лузановский).
92
Традиционно высокий интерес к россыпной платине обеспечивает новые знания об условиях формиро-
вания этих россыпей. Учтенные запасы и перспективные ресурсы платиновых металлов в россыпях,
открытых за 2 последних десятилетия на Дальнем Востоке, дают основание предполагать, что Россия
по-прежнему останется мировым лидером в этой области (А.Г. Мочалов, ИГЕМ). Рассматривая основные
закономерности формирования россыпей платиновых металлов, А.Г. Мочалов указывает, что большинство
этих россыпей связано с теми массивами ультраосновных пород, которые не имеют самостоятельного
значения как коренные месторождения. 85% запасов шлиховой платины сосредоточено в ограниченном
числе (первый десяток) крупных и уникальных месторождений с запасами более 20 и 50 тонн. Наибольший
промышленный потенциал россыпной узел платиновых металлов приобретает в результате полицикли-
ческого развития системы "коренной источник - россыпь". При этом роль промежуточных коллекторов
в питании россыпей на платформах, особенно за пределами щитов и массивов, по мнению автора, является
главной. Очень интересен приводимый А.Г. Мочаловым материал, характеризующий относительно новую
Корякско-Камчатскую платинороссыпную провинцию, где четвертичные долинные и террасовые россыпи
в Пекульнейском хребте сформировались за относительно короткий, по сравнению с россыпями Алдан-
ского щита или Урала, период геологического времени в результате селективной денудации зон оснований
тектонических покровов, в которых бескорневые габбро-ультрамафитовые тела залегают среди аллохтон-
ных комплексов в подошве тектонических пластин и в ядрах крупных складок. Селективная денудация
этого тектонически раздробленного мономиктового серпентенитового меланжа мощностью до 100 м,
простирающегося на многие километры, а также деятельность текучих вод создали специфический рельеф,
маркирующий площади распространения этих пород - это валы и тела неправильной формы, сложенные
валунно-глыбово-песчано-глинистым материалом, представляющим собой промежуточный коллектор.
Наиболее богатые россыпи контролируются площадями развития именно этого рельефа. Для геомор-
фологов интересен доклад В.Т. Подвысоцкого (ЯНИГП ЦНИГРИ, АК "Алроса"), выделившего 2 гене-
тических ряда (трансгрессивный и регрессивный) алмазных россыпей на Сибирской платформе, связав их
с эпохами пенепленизации и последующими денудационно-седиментационными циклами. Всего автор
называет 6 таких циклов, начиная с девона.
Объем данной заметки позволяет только упомянуть о большом разнообразии материалов, пред-
ставленных на совещании, содержащих сведения об условиях формирования различных минеральных и
генетических типов россыпей, в том числе и россыпей морского генезиса. Среди них, например, такие
интересные для геоморфологов данные, как палеогеографические обстановки формирования кайнозойских
россыпеобразующих формаций на шельфах российской Арктики (М.Н. Алексеев с соавторами, ГИН и
ИГЕМ РАН и ВНИИОкеангеология). Нельзя не упомянуть о том, что впервые введен термин "россыпь
кварцевого песка" и тем самым узаконены сотни разведанных месторождений кварцевого песка, основной
промышленный тип которых представлен прибрежно-морскими и морскими россыпями возрастного
диапазона от верхнего палеозоя до голоцена (Л.Б. Зубков, Л.З. Быховский, Гиредмет. ВИМС; Ф. Чиосси с
соавторами, Италия; Л. Ионеску и др., Румыния). Значительный интерес для геоморфологов представляют
доклады, освещающие связь древних и ископаемых формаций кор выветривания и россыпей с регионально
проявленными континентальными перерывами (А.Д. Савко с соавторами, Е.И. Борис и др.; А. Чивас,
Австралия, и др.). Весьма полезной была также новая информация по россыпям и корам выветривания
Австралии, Южной Америки, Южной Африки, Северной Америки, некоторых регионов Европы,
содержавшаяся в сообщениях отечественных и зарубежных докладчиков.
Знаменательно, что на рубеже веков на совещании впервые была секция, посвященная истории раз-
вития учения о россыпях и корах выветривания и подготовке специалистов. На ней были охарактери-
зованы якутская школа россыпников (Э.Д. Избеков), россыпная геоморфологическая школа МГУ
(Г.А. Постоленко), учение профессора Н.И. Маккавеева в теории россыпеобразования (Н.В. Хмелева).
Важно отметить, что впервые в рамках совещания Комитет по четвертичным полезным ископаемым
ИНКВА организовал специальный симпозиум "Эволюция природной среды в четвертичное время и ее
влияние на формирование россыпей и месторождений кор выветривания". Все 11 представленных на нем
докладов были интересны для геоморфологов.
Совещание сопровождалось полевыми экскурсиями и выездными семинарами: "Континентальные пере-
рывы, коры выветривания, продукты их переотложения и связанные с ними полезные ископаемые"
(на примере Воронежской антеклизы), "Золотоносные коры выветривания и россыпи Зауральского
пенеплена", "Техногенные минеральные ресурсы и россыпи Украины" (с посещением Малышевского
россыпного месторождения титано-циркониевых песков и Вольногорского ГМК).
В заключение следует подчеркнуть наличие региональных палеогеоморфологических сведений в мате-
риалах совещания и с уверенностью отметить, что роль геоморфологических и, особенно, палеогеоморфо-
логических исследований будет возрастать при поисково-разведочных работах, направленных на расшире-
ние сырьевой базы страны.
Г.А. Постоленко
93
СОДЕРЖАНИЕ № 1-4, 2001
Агатова А.Р. Общегеологические принципы в геоморфологическом исследовании........ 4 3-9
Бронгулеев В.Вад., Жидков М.П., Макаренко А.Г. Экзогеодинамические режимы Москов-
ского региона.................................................................... 3 34-47
Буланов С.А. Геоморфологические механизмы: разработка понятийного аппарата и опыт его
применения....................................................................... 2 3-12
Гусаров А.В. Тренды эрозии в Европе во второй половине XX столетия............... 3 17-33
Дедков А.П. Геоморфология на пороге нового века: пройденные этапы и современные
тенденции ....................................................................... 1 3-10
Мусатов Е.Е. Зоны перехода: геодинамические границы, сходства и различия морфо-
структуры ....................................................................... 1 10-21
Панин А.В., Сидорчук А.Ю., Баслеров С.В., Борисова О.К., Ковалюх Н.Н. Шеремецкая Е.Д.
Основные этапы истории речных долин центра Русской равнины в позднем валдае
и голоцене: результаты исследований в среднем течении р. Сейм................. 2 19-34
Тимофеев Д.А., Чичагов В.П. 80-летний юбилей выдающегося российского ученого - Юрия
Александровича Мещерякова ....................................................... 3 3-16
Уфимцев Г.Ф. Междугорья в структуре новейших орогенических поясов континентов.. 2 13-19
Дискуссии
Николаев Н.И. О молодых движениях, неотектоническом и геоморфологическом этапах
развития Земли................................................................... 3 48-57
Экологическая геоморфология
Матвеев А.В., Нечипоренко Л.А. Современные экстремальные (опасные) геоморфологи-
ческие процессы на территории Беларуси........................................... 4 10—17
Яценко Р.И. Выделение морфолитосистем для эколого-ландшафтного районирования
(на примере Верхнеджидинского природного района, Байкальский регион)............. 4 17-24
Геоморфология и народное хозяйство
Гаджиев В.Д. Роль палеогеоморфологических исследований в поисках месторождений
полезных ископаемых на Малом Кавказе и в Талыше ................................. 4 25-32
Иванов Н.Н. Развитие рельефа дорожных ландшафтов и его устойчивость (на примере
степных районов Нижнего Дона и Северного Кавказа) ............................... 4 33-37
Сурков В.В. Влияние дноуглубительных работ на эволюцию разветвленных участков
р. Оби........................................................................... 4 38-45
Прикладная геоморфология
Евдокимов В.И. Инженерно-геоморфологическое планографирование.................... 3 58-67
Макунина Г.С. Аэротехногенное воздействие на развитие геоморфологических процессов в
зонах разломов .................................................................. 3 67-75
Методика научных исследований
Ализаде Э.К. Особенности морфоструктурного дешифрирования космических снимков
зоны сопряжения морфотектонических блоков (на примере восточной части Малого
Кавказа)......................................................................... 1 22-30
Аржанникова А.В. Опыт применения информационного анализа при морфометрическом
изучении зон влияния главных активных разломов юго-западного Прибайкалья......... 2 35-39
Болысов С.И., Полынова О.Е. Биоиндикационные методы в геоморфологии ............. 4 46-50
Фроль В.В., Ильин А.В. Методы математической статистики в исследовании подводного
рельефа.......................................................................... 2 40-47
94
Научные сообщения
Бадюкова Е.Н. О возможности соединения Каспийского и Черного морей в позднехвалынское
и голоценовое время............................................................... 3 76-86
Белый В.Ф. Структура и развитие впадины Эльгыгытгын (Анадырское плоскогорье)..... 1 31-41
Блинкова О.А. Морфология подводных каньонов Западно-Кавказского района Черного
моря ............................................................................. 4 51-58
Брылев В.А., Стрельцова Е.Н., Арестов А.В. Изменение геоморфологических процессов и
ландшафтов в Волго-Ахтубинскои пойме в связи с зарегулированием гидрологического
режима Волги ..................................................................... 3 87-93
Вахрушев Б.А., Клюкин А.А. Криогенные процессы Крымских яйл ...................... 2 48-54
Вигинский В.А., Ефимов В.И. Основные этапы рельефообразования Азово-Черноморского
региона в кайнозое ............................................................... 3 94-101
Гофштейн И.Д. Древний горный массив Слорунг в Пракарпатах (по данным анализа
коррелятных отложений) ........................................................... 1 41-44
| Данилов И.Д. |, Власенко А.Ю.. Бирюков В.Ю. Геоморфолого-геокриологическое строение
Восточно-Сибирского сектора Арктического шельфа и его развитие в позднем плейсто-
цене-голоцене .................................................................... 1 45-53
Добровольская Н.Г., Зорина Е.Ф., Кирюхина З.П., Литвин Л.Ф., Никольская И.И., Прохоро-
ва С.Д. Бассейновая эрозия и флювиальная денудация центра Русской равнины ..ж.. 2 55-61
Завадский А.С. Асимметрия формы свободных излучин на примере Вычегды и Чулыма .... 3 101-109
Злотина Л.В. Современный русловой аллювий р. Белой и влияние на него интенсивной
антропогенной нагрузки ........................................................ 2 61-65
Кочнева Н.Т., Серафимовский Т., Петров Г.. Спасовский О. Структурные формы совре-
менного рельефа Западной Македонии и их значение при металлогенических иссле-
дованиях ......................................................................... 3 110-118
Кустов Ю.Е. История формирования рудоносного карста (на примере Западно-Тургайского
бокситорудного района)............................................................ 1 53-60
Лихачева Э.А., Маккавеев А.Н., Курбатова Л.С. Древние и современные процессы в долине
реки Неглинной.................................................................... 4 58-66
Лузгин Б.Н. Водораздельные пространства Предалтайскои равнины..................... 1 60-67
Любимов Б.П., Ковалев С.Н. О механизме формирования вершин овражных врезов в гумид-
ной зоне ......................................................................... 2 66-72
Махинов А.Н., Чалов Р.С., Чернов А.В. Размывы берегов на Среднем Амуре............ 2 72-81
Николаева С.Б. Палеосейсмические проявления в северо-восточной части Балтийского щита
и их геолого-тектоническая позиция ............................................... 4 66-74
Ранцман Е.Я., Гласко М.П., Губерман Ш.А.. Максимов В.В. Морфоструктурное райониро-
вание поверхности Марса (фрагмент)................................................ 3 118-124
Свиточ А.А. Комментарии рецензента к статье Е.Н. Бадюковой "О возможности соединения
Каспийского и Черного морей в позднехвалынское и голоценовое время"............... 3 86-87
Смирнов В.Н., Галанин А.А., Глушкова О.Ю., Пахомов А.Ю. Псевдосейсмодислокации в горах
Примагаданья...................................................................... 2 81 -92
Тупиков Е.В. Новые данные о надпойменных террасах р. Камы в окрестностях г. Набережные
Челны............................................................................. 1 67-76
Уфимцев Г.Ф., Щетников А.А. Новейшая структура Тункинского рифта ................. 1 76-87
Чичеров А.Л. О распространении карстовых форм рельефа в Восточной пустыне Египта. 4 75-81
Шолохов В.В., Тиунов К.В. О "моренах" хребта Большой Балхан ...................... 1 87-92
Щетников А.А. Геоморфология Тункинского рифта .................................... 2 93-103
История науки
Зорина Е.Ф., Любимов Б.П., Никольская И.И., Прохорова С.Д., Чалов Р.С. Географические
исследования овражной эрозии (к 90-летию со дня рождения Б.Ф. Косова)............. 4 82-87
Наука за рубежом
Дедков А.П. Геоморфологическая реакция на изменения в землепользовании: международ-
ный симпозиум в Словакии ......................................................... 1 93-95
Постоленко Г.А. Новое в познании флювиального рельефа ..........'................. 1 95-100
95
Юбилеи
Александр Петрович Рождественский (к 80-летию со дня рождения) ................. 1 101-102
Рецензии
Лымарев В.И. Прошлое, настоящее и будущее берегов России........................ 4 88-89
Свиточ А.А., Янина Т.А. Интересные работы по геоморфологии Восточного Азербайджана 3 125
Чувардинский В.Г. О ледниковой теории и ее устоях (ответ рецензентам)........... 1 103-106
Хроника
Григорьев Г.Н., Хрисанов В.А. XXV Пленум Геоморфологической комиссии РАН ....... 2 104-105
Зорина Е.Ф., Литвин Л.Ф. 15-ое пленарное совещание межвузовского научно-координа-
ционного совета по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов при МГУ .. 2 105-107
Постоленко Г.А. Экзогенез и полезные ископаемые на XII Международном совещании по
геологии россыпей и месторождений кор выветривания.............................. 4 91-93
Информация
Тимофеев Д.А.-Новый этап в деятельности Геоморфологической комиссии Международного
Географического Союз а.......................................................... 3 126-127
Потери науки
Дмитрий Васильевич Борисевич (1912-2000)........................................ 4 90-91
Памяти Алексея Ивановича Спиридонова............................................ 2 108-109
Памяти замечательного российского геоморфолога М.В. Пиотровского ............... 1 107-108
Памяти Льва Георгиевича Никифорова ............................................. 2 110-111
Константин Сергеевич Воскресенский (1951-2000).................................. 1 109
Главный редактор Д.А. Тимофеев
Редакционная коллегия:
А.М. Берлянт, В.Вад. Бронгулеев, В.А. Брылев, А.П. Дедков,
Ю.В. Ефремов, П.А. Каплин, А.Н. Ласточкин, Е.В. Лебедева (отв. секретарь),
Э.А. Лихачева, А.Н. Маккавеев (зам. гл. редактора), Ю.А. Павлидис, Г.И. Рейснер,
Ю.П. Селиверстов, Ю.Г. Симонов, Г.Ф. Уфимцев, Г.И. Худяков,
Р.С. Чалов, В.П. Чичагов
Зав. редакцией Е.А. Карасева
тел. 238-03-60
Технический редактор Т.Н. Смолянникова
Сдано в набор 17.08.2001 Подписано к печати 09.10.2001 Формат бумаги 70х100!/16
Офсетная печать. Усл. печ. л. 7,8 Усл. кр.-отт. 2,6 тыс. Уч.-изд. л. 9,2 Бум. л. 3,0
Тираж 331 экз. Зак. 2578
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 издателя:! 17997, Москва, Профсоюзная ул., 90
Адрес редакции: 109017, Москва, Ж-17, Старомонетный пер.. 29
Институт географии РАН, тел. 238-03-60
Отпечатано в ППП "Типография "Наука", 121099, Москва, Шубинский пер., 6
Налоговая льгота - общероссийский классификатор продукции ОК-005-93, том 2, 952000- журналы
96
НАУКА»
Индекс 70215
ISSN 0435-4281
Геоморфология, 2001, № 4