ISSN 0435-4281
ГЕОМОРФОЛОГИЯ

ГЕОМОРФ ология
РОССИЙСКАЯ
АКАДЕМИЯ
НАУК
МОСКВА
ЖУРНАЛ ОСНОВАН
В 1970 ГОДУ
ВЫХОДИТ
4 РАЗА В ГОД
ОКТЯБРЬ-ДЕКАБРЬ
№ 4 - 1999
СОДЕРЖАНИЕ
Тимофеев Д.А., Борсук О.А., Уфимцев Г.Ф. Геоморфология вчера, сегодня и завтра 		 3
Мысливец В.И., Сафьянов Г.А., Симонов Ю.Г. Академия наук России и подготовка геоморфологов в
Московском университете 	.							 10
Горелов С.К., Козлова А.Е., Тимофеев Д.А. Современные геоморфологические процессы на терри¬
тории России и сопредельных стран (некоторые итоги составления сводной карты процессов м-ба
1:2500000)								 19
Методика научных исследований
Асоян Д.С. Методика эколого-геоморфологического картографирования горных стран по материалам
космических съемок									 29
Ларионов Г.А., Добровольская Н.Г., Краснов С.Ф. Адаптация модели эрозии от стока талых вод,
разработанной Государственным Гидрологическим Институтом, для проектирования противоэро-
зионныхмер 												 40
Научные сообщения
Агафонов Б.П. Денудация склонов при сейсмовоздействиях умеренной интенсивности (на примере
Тункинского землетрясения 1995 г.)								,	50
Белоусов Т.П., Энман С.В. Морфоструктурный план и тектонические движения Ставропольской
возвышенности на четвертичном и современном этапах развития  			 56
Веретенникова М.В., Зорина Е.Ф. Риск возникновения и развития овражной эрозии	...	 70
Зарецкая Н.Е. Разнообразие вулканических ландшафтов Восточного Средиземноморья (на примере
Голанского плато, Израиль)			■			 75
Левченко О.В., Щербаков Ф.А. Приливо-отливные формы мезорельефа дна восточной части Белого
моря					,		 85
Новиков И.С. Склоновые ореолы рассеяния индикаторных минералов кимберлитов в геоморфоло¬
гических условиях севера Сибирской платформы			...‘.		 92
Постоленко Г.А. О сложности строения террасовых рядов в речных долинах    					 99
Хроника
Рысин И.И., Иванова Н.Н. Рабочее совещание Межвузовского научно-координационного Совета по
проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов при МГУ "Эрозия почв на водосборах и
малые реки" 						 108
Потери науки
Памяти Алексея Сергеевича Ионина					 110
© Российская академия наук.
Отделение океанологии, физики атмосферы и географии.
Институт географии, 1999 г.

RUSSIAN
ACADEMY
OF SCIENCES
MOSCOW
QUARTERLY
FOUNPED 1970
OCTOBER-DECEMBER
Jfc 4 - 1999
CONTENTS
Timofeyev D.A., Borsouk O.A., Ufimtsev G.F. Geomorphology yesterday, today and tomorrow	 3
Myslivets V.I., Safyanov G.A., Simonov Yu.G. Russian Academy of Sciences and geomorphologists'
training in the Moscow State University			..	 10
Gorelov S.K., Kozlova A.E., Timofeyev D.A. Recent geomorphic processes at the territory of the Russia and
adjacent countries (some results of summary map compiling, the scale to be 1:2500000)	 19
Methods of Research
Asoyan D.S. The method of ecologeomorphologic mapping of mountain areas based on the remote sensing data
analysis 						.	 29
Larionov G.A., Dobrovol'skaya N.G., Krasnov S.F. Adjustmant of melt water erosion model of the State
Hydrological Institute for erosion control projecting	 40
Short communications
Agafonov B.P. Slope denudation under moderate seismic impact (Tunkin earthquake in 1995 as an example)..	50
Belousov T.P., Enman S.V. Morphostructural pattern and tectonic movements of the Stavropol'skaya
highland during Quaternary and recent epochs ...	..				 56
Veretennikova M.V., Zorina E.F. The hazard of rise and development of gully erosion	.	70
Zaretskaya N.E. Variety of volcanic landscapes in the eastern Mediterranean area (Golan plateau as an
example)									 75
Levchenko O.V., Scherbakov F.A. Tidal mesorelief at the bottom of the eastern part of the White Sea		85
Novikov I.S., Duck A.I. Slope dispersion aureole of kimberlite mineral detectors under the geomorphological
conditions of the northern part of Siberian platform					 92
Postolenko G.A. Complexity of the terrace sequences in the river valleys					 99
Chronicle
Rysin I.I., Ivanova N.N. Working session of the Interinstitutional scientific-coordinating council on the
problem "Soil erosion in the drainage basins and small rivers" (MSU)				 108
Obituary
Alex S. Ionin
110

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 4
октябрь-декабрь
1999
Ч
УДК 551.4
©1999 г. Д.А. ТИМОФЕЕВ, О.А. БОРСУК, Г.Ф. УФИМЦЕВ
ГЕОМОРФОЛОГИЯ ВЧЕРА, СЕГОДНЯ И ЗАВТРА
Девятнадцать лет тому назад один из авторов опубликовал статью "Старые и но¬
вые пути развития геоморфологии" [1], в которой было проанализировано состояние
теории и практики геоморфологических исследований и показано, что эволюционная
геоморфология, заложенная трудами ее основателей, остается одной из главных вет¬
вей науки о земном рельефе. Позднее появилась публикация об основных тенденциях
в развитии геоморфологии за рубежом во второй половине XX в. [2], а затем вышла
коллективная монография об истории геоморфологии в разных странах [3]. Сейчас, в
самом конце XX столетия, имеет смысл снова подвести итоги и попробовать предска¬
зать некоторые проблемы и темы, которыми геоморфологи будут заниматься в начале
третьего тысячелетия.
Прежде чем перейти к этому, обратим внимание на одну особенность истории раз¬
вития геоморфологических идей и концепций, особенность смен геоморфологических
приоритетов и парадигм за сто с лишним лет существования геоморфологии как са¬
мостоятельной геолого-географической науки.
Формально геоморфология возникла и существует, в том числе и организационно, в
рамках географии. Однако с самого начала геоморфология была нацелена на решение
геологических задач. В.М. Дэвис - географ по образованию и образу мышления, пи¬
сал, что он ставит перед собой задачу "научить геологов географическому методу", по¬
казать, что с помощью географического анализа форм земной поверхности можно рас¬
познавать геологическую структуру и историю. Ту же геологическую задачу ставил
перед собой и В. Пенк: "Задача и цель морфологического анализа ... геологическая,
точнее, физико-геологическая" [4, стр. 54]. Геологическую задачу решает и морфо¬
структурный анализ И.П. Герасимова и Ю. А. Мещерякова.
В геологических целях геоморфологии В.М. Дэвиса и В. Пенка ясно обозначено
стремление решать обратную задачу структурной геоморфологии - ввести геоморфо¬
логическое знание в систему геологических обобщений. Морфоструктурный анализ
И.П. Герасимова и Ю.А. Мещерякова направлен преимущественно на решение пря¬
мой задачи структурной геоморфологии - использование геолого-геофизических дан¬
ных для объяснения генезиса и развития рельефа земной поверхности.
Прослеживая историю геоморфологических идей, можно утверждать, что первая
половина этой истории прошла под знаком геологической эволюционно-генетической
ориентации. Эта геологическая направленность, геоморфологии (как в смысле получе¬
ния геологических результатов, так и в признании примата геологической основы мор¬
фогенеза) остается ведущей в мировой геоморфологии и отнюдь не собирается усту¬
пать свое первенствующее положение новым географическим стремлениям, В качест¬
ве Примера сошлемся на интересную статью японского ученого Т. Судзуки [5], Он
постулирует: "... геоморфология - главным образом наука, рассматривающая взаимо¬
связи между движением формообразующего вещества и образующимися в результа¬
3

те морфологическими изменениями” (с. 1-2). Это выражается геоморфологичес¬
ким уравнением:
Q	Я, г),
где Q - морфологическое качество рельефа в данном районе в данное время, S - тип
действующего процесса (процессов), А - сила ‘геоморфологического агента, действую¬
щего или действовавшего на рельефообразующее вещество, R - свойства горных по¬
род или устойчивость рельефообразующего вещества к агенту, t - время действия
агента. Процесс геоморфологического познания, по Т. Судзуки, подразделяется на три
стадии: 1) феноменализм - описание геоморфологических параметров (S', А, R, i) от
района к району; 2) субстанциализм — установление индивидуальных взаимосвязей
между геоморфологическими процессами и формами рельефа; 3) эссенциализм - уста¬
новление причинных законов для предсказания морфологических изменений в прошед¬
шем и будущем.
Между тем, в недрах классической геологизированной геоморфологии формирова¬
лась и постепенно укреплялась новая парадигма - географическая, точнее, чисто гео¬
морфологическая. Она исходила из необходимости изучения всего комплекса движу¬
щих сил и процессов морфогенеза, проявляющихся в географической оболочке совре¬
менного и прошлого. "Новые" геоморфологи стремились получить результаты не толь¬
ко и не столько удовлетворяющие запросы геологии, сколько объясняющие общие и
региональные особенности строения и истории развития ландшафтов (геосистем)
Земли, основой которых является рельеф земной поверхности.
У В.М. Дэвиса и В. Пенка процессы (эндогенные и экзогенные) входили в предло¬
женные ими модели морфогенеза, однако в этих моделях рельефообразующий про¬
цесс - лишь один из членов, один из составляющих элементов, изучение которого по¬
могает решать главную задачу - познание строения, динамики и истории земных недр.
Голос географической "процессуальной" геоморфологии стал слышен все сильнее в
середине уходящего столетия, причем внимание к исследованию и измерению процес¬
сов диктовалось желанием и необходимостью познания географической оболочки и
биосферы Земли. Характерно, что необходимость смены приоритетов или, по меньшей
мере, признания равноправия иной, не геологической задачи геоморфологии, чувство¬
вали не только географы, но и геологи. В 1949 г. геолог Р. Расселл, бывший тогда
Президентом Американского географического общества, выступил с программной ста¬
тьей "Географическая геоморфология" [6], а через 9 лет - уже на страницах геоло¬
гического журнала - со статьей "Геологическая геоморфология" [7]. Сегодня небезын¬
тересно вспомнить, в чем виделось различие этих двух ветвей нашей науки. Р.
Расселл полагал, что геологическая геоморфология изучает внутреннее строение,
происхождение и историю развития рельефа, а задачи географической геоморфологии
ограничиваются изучением закономерностей географического распространения форм
рельефа в современных ландшафтах. Не вдаваясь в критику этих представлений, под¬
черкнем сам факт выделения в недрах геоморфологии двух самостоятельных направ¬
лений. В связи с этим уместно вспомнить, что замечательный отечественный ученый
Б.Л. Дичков полагал, что геология изучает эндогенные и экзогенные силы, а геомор¬
фология как наука более географическая, более комплексная должна изучать взаимо¬
действие этих сил, воплощающееся в рельефе земной поверхности [8]. Вспомним так¬
же, что В. Пенк первым сформулировал закон взаимодействия сил, однако считал, что
познание этого взаимодействия должно служить решению геологической задачи более,
чем геоморфологической.
Повышение интереса к взаимодействию земной поверхности и ее рельефа с внеш¬
ними оболочками, с ландшафтом в целом наиболее сильно выявилось в 50-70-х годах
XX столетия во многих странах. Особенно ярко географизация геоморфологии выра¬
зила себя в Европе - во Франции, Германии, России. Усилиями тогда молодых и очень
активно действовавших французских геоморфологов "новой волны" (Ж. Трикар,
А.	Шоллей, А. Кайё, П. Биро, Ф. Жоли, Ж. Дреш, Ж. Сюре-Каналь и др.) встала на
4

ноги климатическая геоморфология, которая провозглашалась как альтернатива клас¬
сическим концепциям В.М. Дэвиса и В. Пенка. В Германии трудами Ю. Бюделя,
Г. Мортенсена, X. Блюме и др. утверждалась клйматогенетическая геоморфология, в
рамках которой анализировались и современные процессы морфогенезами восстанав¬
ливалась история геоморфологических систем прошлого. В России (тогда СССР)
разработка проблем климатической геоморфологии нашла благоприятную почву благо¬
даря обширности территории страны и разнообразию ее природных условий. Наряду с
исследованиями общих закономерностей связей рельефа с географическими условиями
(И.С. Щукин, И.П. Герасимов, М.Б. Горнунг и Д А. Тимофеев, М.В. Карандеева,
Д.Г. Панов, А.П. Дедков и др.) анализировались особенности морфогенеза в тех или
иных зональных обстановках: аридных (И.П. Герасимов, С.Ю. Геллер, Б.А. Федоро¬
вич, Л.Б. Аристархова), мерзлотно-перигляциальных (М.И. Сумгин, С.П. Качурин,
А.И. Попов). Особый интерес и внимание вызвала разработка концепции о зональ¬
ности - провинциальности современного и древнего морфогенеза, которая стала
стержнем и климатической геоморфологии, и климатогенетической. В разных странах
эта концепция имела свои особенности, но основа ее была сходной [9].
Параллельно с работами по климатической геоморфологии, выяснявшими глобаль¬
ные и региональные закономерности в строении и происхождении рельефа в его связях
с ландшафтами и климатом, в середине века началось углубленное изучение и изме¬
рение отдельных экзогенных процессов и создаваемых ими форм рельефа. Необходи¬
мость пристального исследования современных процессов - речной эрозии и аккуму¬
ляции, эрозии почв, склоновых процессов, эоловых, береговых была вызвана требова¬
ниями хозяйственной практики. Потребовались и новые методы, в том числе количест¬
венные и математические, которые позволили бы отвечать не только на традицион¬
ные вопросы "что", "где", "когда", но и на "сколько1’ и "почему". Все это выразилось в
усилении внимания к современной динамике форм и процессов. Примечательно, что
этот переход к динамической геоморфологии произошел почти одновременно в разных
странах: в США - Р. Хортон, А. Стралер, С. Шумм, М. Киркби, в Великобритании -
Д. Миллер, Л. Леопольд, в нашей стране - С.С. Соболев, А.С. Козменко, Н.И. Мак¬
кавеев, В.П. Зенкович и др.
Анализ развития геоморфологической мысли и смен интересов показывает, что в
40-60-х годах традиционная эволюционно-генетическая парадигма уступила свое лиди¬
рующее положение новым более географическим парадигмам - климатогеоморфоло¬
гической и в 70-80-х годах - морфодинамической. Накопленный в рамках решения
морфоклиматических и морфодинамических задач опыт позволил современной геомор¬
фологии перейти к столь актуальным ныне экологическим проблемам. Этот переход
был облегчен и появлением новых технологий научных и научно-прикладных иссле¬
дований - дистанционного зондирования и картографирования, мониторинга, компью¬
терного программирования и моделирования.
Экологическая геоморфология рассматривает рельеф и рельефообразующие про¬
цессы как один из основных (каркасных, по В.О. Таргульяну [10]) элементов среды
обитания человека [И]. При этом сам человек и его разнообразная деятельность
выступают как один из активных факторов-агентов формирования и преобразования
геоморфологических систем. Разработка теории и практики эколого-геоморфологичес¬
ких исследований расширила традиционные связи геоморфологии не только со знако¬
мыми ей сферами геологии и географии, но и с археологией, историей, экономикой,
социологией, инженерно-строительными и сельскохозяйственными науками. Тем самым
экологическая направленность геоморфологии расширила сферу деятельности науки о
рельефе и сферу применения ее достижений в смежных отраслях знания. Начало
следующего тысячелетия несомненно ознаменуется дальнейшим углублением эколого-
геоморфологической тематики. Мы ожидаем появления новых обобщающих трудов и
концепций как по морфодинамике (современной, исторической, палеоморфодинамике),
так и в сфере экологической геоморфологии. При этом, конечно, традиционные
направления и темы геоморфологии (в том числе и геологические) останутся и будут
5

развиваться, в частности, такие ее стороны, как глобальная геоморфология (метагео¬
морфология), изучение рельефа планет.
Исторический опыт объяснения геоморфологической действительности наукой о
рельефе можно обобщить посредством сравнения формул-парадигм, которые наша
наука выработала на протяжении ста с лишком лет. Начнем с родоначальника -
В.М. Дэвиса. Его формула известна и вошла во все учебники геоморфологии в виде
Дэвисовской триады: структура (имеется в виду всего лишь геологическое строение),
процесс, стадия. Из триады Дэвиса позднее родились структурная геоморфология
(морфотектоника, неотектоника, морфоструктурный анализ), экзогенная и динамичес¬
кая и климатическая геоморфология, палеогеоморфология и историческая (эволюцион¬
ная) геоморфология.
У В. Пенка формула существенно изменилась: форма - процесс - структура - ско¬
рость поднятия. Отметим, что В. Пенк ввел в свою модель форму и скорость
поднятия (т.е. динамику) и убрал стадию (возраст).
Модель морфоструктурного анализа И.П. Герасимова остается такой же геологизи-
рованной: форма + структура - морфоструктура + морфоскульптура.
Основатели климатической геоморфологии расчленили науку о рельефе на две вет¬
ви - структурную и климатическую, но, по сути, не провозгласили новой парадигмы.
Однако без них едва ли утвердилась бы морфодинамическая парадигма, которую мож¬
но выразить формулой: процессы (морфодинамика) - хронология - форма (просгранст-
венно-временнйя организация). От этой модели лишь один шаг до современной пара¬
дигмы экологизации геоморфологии: человек - геоморфологическая система (форма +
+ процессы) - состояния ГС - прогноз - человек (условия его жизни). Очевидно, что
геологические задачи уходят на второй план и приоритетными становятся географо¬
экологические цели.
Это отнюдь не означает, что традиционная эволюционно-генетическая тематика
геоморфологических исследований исчерпана. Современная геоморфология и геомор¬
фология обозримого будущего будет решать и эти старые задачи, опираясь на свой
богатый опыт и на новые подходы и технологии. Так представляется необходимым
дальнейшее исследование проблемы цикличности рельефообразования не столько в
плане разработки циклов В.М. Дэвиса, сколько в привязке конкретных данных по
истории регионального развития рельефа к шкалам геологических и палеогеографи¬
ческих событий. В этом отношении нас ждут обобщения и глобального (мегагеоморфо-
логического) и регионального уровней.
В планетарной или глобальной геоморфологии будущего геологическая ее направ¬
ленность будет сохраняться: важна лишь расстановка акцентов. Геоморфологическая
информация является определяющей в познании молодой тектоники приповерхностных
частей литосферы, которая во многом контролирует меру геологического и
геоморфологического риска, состояния земной поверхности и соответственно основы
среды обитания человека. Кроме того, геологическая геоморфология всегда давала и
еще способна дать основополагающие материалы для создания моделей строения и
геодинамики всей Земли. Но для этого необходимо обеспечить самостоятельность гео¬
морфологических построений от пересказа на языке геоморфологии геотектонических
гипотез.
Не менее важно и актуально углубленное познание общих и частных закономер¬
ностей морфологии земной поверхности как одного из главных индикационных (ин¬
формационных) свойств рельефа. О необходимости разработки этой классической гео¬
морфологической проблемы очень ярко писал Н.А. Флоренсов [12]. Конкретные пути и
методы морфологических исследований разнообразны: от количественных до психо¬
логических и эзотерических.
Одним из вероятных новых направлений, естественно возникающих из развития
эколого-геоморфологических исследований, будет сосредоточение мысли геоморфоло¬
гов на изучении связей материального геоморфологического мира с духовными сторо¬
нами деятельности человека. Мы предлагаем для этого нового направления название
6

"эстетическая геоморфология". Предчувствие этого направления уже ощущается в
ряде исследований геоморфологов последних лет [13].
Эстетическая геоморфология - научное направление, изучающее эстетические
свойства рельефа земной поверхности, выявляющее, классифицирующее и оцениваю¬
щее прекрасное в рельефе, выявляющее влияние морфологических ландшафтов на
культуру и здоровье человека, его эмоциональный дух и творчество.
Приведем определения основных терминов. Эстетика (греч. aisthesis - чувственное
восприятие) - наука о закономерностях эстетического освоения человеком мира, кото¬
рое проявляется в трех аспектах: 1) эстетическое в объективной действительности (в
нашем случае это естественный и антропогенный рельеф земной поверхности),
2)	субъективно-эстетический аспект, 3) искусство. Основные эстетические категории:
прекрасное и безобразное, возвышенное и низменное и др. (по [14]).
Прекрасное - категория эстетики, оценка явления действительности и произведе¬
ния искусства, доставляющее человеку чувство эстетического наслаждения. К пре¬
красному относятся такие качества, как симметрия, гармония частей и целого. Кра¬
сота - все красивое, прекрасное, красивая, привлекательная внешность; то, что произ¬
водит впечатление красивым видом. Красивый - 1) приятный на вид, отличающийся
правильностью очертаний, гармонией красок, тонов, линий (добавим - форм); 2) отли¬
чающийся полнотой и глубиной внутреннего содержания; 3) рассчитанный на эффект,
на внешнее впечатление (по [15]).
Из этих, взятых из словарей определений следует, что основные эстетические ка¬
тегории - красота, гармония, привлекательность - вполне применимы для описания и
оценки рельефа земной поверхности, как естественного, так и искусственного. Таким
образом определяется объект эстетической геоморфологии - эстетические свойства
рельефа. Объектом остается рельеф земной поверхности. Познавая, мы расчленяем
информацию о нем на составные части, в том числе выделяем свойства, призывающие
нас к совершенству, возбуждающие в нас дух и творческую активность.
Геоморфология как наука может и обязана заняться научным изучением феномена
красоты (эстетичности) рельефа, при всей субъективности понятия "красота". Эстети¬
ческая геоморфология напрямую связана с экологической геоморфологией, и продол¬
жает ее, а также ищет полезные контакты с новыми для нас сферами человеческой
деятельности, не только научными, но и духовными, прежде всего с искусствами
(живопись, скульптура, поэзия, может быть, и музыка - например, поющие скалы и
поющие пески). Несомненна связь эстетической геоморфологии с ландшафтной архи¬
тектурой. Полезными будут контакты и с эзотерикой, особенно с появившимся в пос¬
ледние годы научно-эзотерическим подходом при объяснении материального и немате¬
риального мира. Согласно этому подходу, любой природный или, искусственный объект
имеет свою "душу", свою ауру, свое информационное поле - положительное, отрица¬
тельное или нейтральное - по отношению к контактирующему с объектом субъекту
[16]	. Человек, воспринимая формы рельефа, испытывает определенные эмоции - по¬
ложительные, отрицательные, нейтральные. Визуальное ^восприятие окружающего
мира породило одно из современных направлений современной науки - видеоэкологию
[17]	. Видеоэкология может предложить методы оценки формы рельефа через пока¬
затели однородности и разнообразия, гармоничности и дисгармонии и т.д.
Задачи эстетической геоморфологии следующие: а) научиться находить красоту в
рельефе; б) научиться оценивать эту красоту как основу привлекательности ланд¬
шафта, в котором живет человек; в) научиться охранять и сохранять эту красоту;
^ г) давать квалифицированные рекомендации по созданию "новой красоты" рельефа-
ландшафта, по преобразованию "некрасивых" форм в эстетически комфортные.
Эстетическая геоморфология - одна из частей общего движения человека разум¬
ного к пониманию сложности и многообразия окружающего мира, глубины и красоты
происходящих вокруг природных процессов, чувствительности природных систем к
воздействию, "чувственности" самих этих природных процессов и объектов (информа¬
ционно-полевая концепция Г.И. Швебса [16]). Наконец, эстетическая геоморфология
7

поможет человеку познать свое место в рельефе, в ландшафте, в своей судьбе, не¬
разрывно связанной с окружающим миром. Человек не только порождение природы,
не только ее часть, но и субъект ее самопознания и самосовершенствования. Отсюда
его роль не только как элемента-потребителя и элемента-покорителя, но и сознава-
теля, хранителя, созидателя и ценителя. С другой стороны, эстетическая геоморфо¬
логия, возникающая в недрах набирающей силы экологической геоморфологии, про¬
должает современную тенденцию в географизации науки о рельефе.
Задачи эстетической геоморфологии, ее методы и в большой мере области при¬
менения исходят из функциональности "красивых" форм рельефа или их комплексов.
Кратко можно сформулировать три основные эстетические функции рельефа: 1) куль¬
товая, 2) градостроительная - архитектурная планировка, 3) рекреационно-тури¬
стическая - выявление, охрана и объяснение уникальных, необычных, привлекатель¬
ных форм рельефа, в т.ч. их "скульптурность" (вспомним расхожее выражение - при¬
рода-скульптор). Особым разделом эстетической геоморфологии может стать изучение
"живописности" рельефа, как в природе, так и на полотнах художников разных эпох и
направлений. Вспомним, насколько эстетически прекрасно выглядит рельеф свеже-
вспаханного поля на полотнах М.К. Клодта.
Функциональность форм рельефа как объектов чувственного восприятия осозна¬
валась человеком издавна. Уже в эпоху палеолита видовые точки в рельефе исполь¬
зовались охотниками, - обрывы по берегам рек и скальные участки были привлека¬
тельными в загонных охотах. Издавна видовые точки и необычные формы рельефа
являются культовыми местоположениями сами по себе, и на них воздвигают куль¬
товые сооружения. Позднее человек научился ценить "красивые" формы рельефа при
строительстве своих поселений. В эпохи древних царств и в средневековье возникают
города-крепости, замки властителей на останцовом рельефе, по обрывам куэст, на
антецедентных участках долин. Здесь человек очень точно встраивается в рельеф,
его сооружения подобны природным формам. Они как бы продолжают и завершают
(венчают) естественный рельеф. При этом наряду с чисто практическим смыслом
(защищенность, труднодоступность для врага) немалое значение имело и эстетическое
ощущение, которое до сих пор волнует нас при взгляде на эти крепости на скалах.
В этом анализе мы вплотную, подходим или даже входим в проблему выяснения
влияния рельефа на этногенез, в понимание этногенетической роли рельефа, влияние
его на национальный характер. Достаточно, например, сопоставить положение замков
и крепостей в Западной Европе (гл, обр. на "кочках") и в России, Не перекликается ли
это с проявленной индивидуалистичностью европейцев и общинностью русских? Не
дает ли нам рельеф ключей к пониманию национальных характеров? Но эта тема
выходит за рамки эстетической геоморфологии, хотя и имеет к ней косвенное отно¬
шение.
Культурные ландшафты, селения, усадьбы, парки обычно привязаны к определен¬
ным "удобным" и привлекательным формам и элементам рельефа - речным и морским
террасам, мысам, останцовым формам. В архитектурно-планировочных решениях от¬
четливо прослеживается привязка сооружений разного типа к рельефу. Сегодня эсте¬
тика рельефа является одной из ведущих сторон в ландшафтной архитектуре. Но
геоморфологи, как правило, не принимают в этом участия. Со времен средневековья и
даже ранее (например, известный опыт древних китайцев, воплотившийся в системе
правил для строительства, в том числе учитывающих и красоту места) разработаны
приемы, помогающие согласовывать рукотворные сооружения с естественным релье¬
фом.
Особо следует отметить явную тенденцию в эстетической самодостаточности фор¬
мы рельефа, ее колористике в памятниках природного и культурного наследия. Они
привлекают сегодня огромное количество туристов, которым необходима не только
красота объектов природы, но и просветительская деятельность. Последняя должна
отвечать и на геоморфологические вопросы - что это за форма, ее происхождение,
возраст, закономерность местоположения и т.п. Опыт таких геоморфолого-турисгичес-
8

ки-просветительских исследований имеется (например, по природным геоморфологи¬
ческим памятникам Тункинской впадины в Прибайкалье [18]). Здесь эстетическая
геоморфология выполняет задачу воспитания в человеке умения любоваться формами
и комплексами форм рельефа, природой вообще - качества, столь проявленного в
национальном характере японского народа.
Оглядываясь на вековой путь развития геоморфологии, следует вновь подчеркнуть,
что она во всех своих устремлениях - геологических и географических сформировалась
как наука генетическая, или, точнее, историко-генетическая по методологической
основе и направленности. Это свойственно геоморфологии на всем ее пути, в том
числе и сейчас в пору становления морфодинамической и экологической парадигм и
увлечения ими. В этом и преимущество, и недостатки современной геоморфологии.
Один из недостатков - это частное пренебрежение главным собственным объектом
исследования - рельефом земной поверхности. Действительно, в своих историко¬
генетических моделях мы вынуждены обращаться к геолого-геофизическим
материалам. Развитие рельефа, как правило, рассматривается в "реке” геологического
времени, а собственные временные последовательности в формах рельефа, столь ус¬
пешно использованные В.М. Дэвисом, остаются за рамками геоморфологических
обобщений.
Ввиду этих обстоятельств в будущем развитии геоморфологии следует ожидать
появления идей структурализма с его направленностью на углубленное изучение соб¬
ственного объекта исследования. Если это произойдет, и если мы к этому будем стре¬
миться, то неизбежно появление в геоморфологии научного направления, как бы "па¬
раллельного" историко-генетическому, и, следовательно, становление геоморфологии
как науки множественной, в чем-то подобной развитым наукам современности (напри¬
мер, параллельность, классической механики И. Ньютона и релятивистской физики
Г. Минковского, А. Эйнштейна, квантовой физики М. Планка). Первой задачей
"параллельной" (структуралистской) геоморфологии следует полагать формулирование
представлений о структуре рельефа земной поверхности как пространственно-
временном многообразии и разработка соответствующей системы базовых понятий для ;
ее описания.
Авторы посвящают свою статью юбилею Российской Академии наук.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Тимофеев ДЛ. Старые и новые пути развития геоморфологии // Геоморфология. 1981. № 4. С. 31-43.
2.	Дедков. А.П., Тимофеев Д.А. Зарубежная геоморфология во второй половине XX в. // Геоморфология.
1992. № 1. С. 3-12.
3.	The Evolution of Geomorphology. A. Nation-by-Nation Summary of Development. John Wiley & Sons. Chi¬
chester-York. 1993. 539 p.
4.	Пенк В. Морфологический анализ. М.: Географгиз, 1961. 359 с.
5.	Suzuki Т. Hierarchy of geomorphological understanding and the recent status in Japan // Trans. Japan. Geo-
morphol. Union. V. 10-A. 1989. P. 1-12.
6.	Russell RJ. Geographical geomorphology // Ann. Assoc. Amer. Geogr. 1949. № 1. P. 3-18.
7.	Russell RJ. Geological geomorphology // Bull. Geol. Soc. Amer. 1958. № 1. P. 24-41.
8.	Дичков BJI. Основные законы развития рельефа земного шара // Тр. II Всесоюз. Геогр. съезда. Т. 2.
М.: Географгиз, 1948. С, 14-24.
9.	Блюме X., Дедков АЛ., Тимофеев ДА. Климато-геоморфологическая зональность Земли; основные
принципы и подходы // Геоморфология. 1995. № 3. С. 3-9.
10.	Таргулъян Л.О. Поверхностно-планетарные оболочки: место и роль педосферы // Глобальная география
почв и факторы почвообразования. М,: Ин. географии РАН, 1991. С. 302-323.
11.	Тимофеев ДА. Экологическая геоморфология: объект, цели и задачи // Геоморфология. 1991. № 1.
С. 43-48.
12.	Флоренсов НА. Очерки структурной геоморфологии. М: Наука, 1979.238 с.
13.	Город - экосистема. М.: Медиа-Пресс, 1997. 336 с.
14.	Философский словарь. М.: Политиздат, 1972.496 с.
15.	Словарь русского языка. Т. II. М.: Рус. яз., 1982. С, 120-123.
Ф
9

16.	Швебс Г.И. Прорыв в прошлое. Одесса: Маяк, 1998, 299 с.
17.	Филин В А. Видоэкология. М.: ЭМКА-ПРЕСС, 1997. 240 с.
18.	Уфимцев Г.Ф., Щетников АЛ. Геоморфологические памятники Тункинской долины // География и при¬
род. ресурсы. 1998. № 3. С. 76-80.
Поступила в редакцию
19.03.99
GEOM'ORPHOLOGY YESTERDAY, TODAY AND TOMORROW
D.A. TIMOFEYEV, O.A. BORSOUK, G.F. UFIMTSEV
Summary
Paradigms of geomorphology and their changes during its history are under consideration. Historical-genetic
paradigm was predominant during the first of the 20th century. It was feologically oriented. In the middle of thfe
century morphodynamic paradigm, more geofraphical one, was established. It has allowed modem geomorphology to
come to solution of ecological tasks. In the near future the problems of three major types - geological, geographical
and ecological will stay in the sphere of interest of geomorphology. Aesthetic geomorphology becomes one of the new
lines, the aesthetic properties of geomorphologieal landscapes being its object.
Ин-т географии РАН,
Геофак МГУ,
ИЗК СО РАН, Иркутск
УДК 551.4(091)
© 1999 г. В.И. МЫСЛИВЕЦ, Г.А. САФЬЯНОВ, Ю.Г. СИМОНОВ
АКАДЕМИЯ НАУК РОССИИ И ПОДГОТОВКА ГЕОМОРФОЛОГОВ
В МОСКОВСКОМ УНИВЕРСИТЕТЕ
Научная общественность страны отмечает в этом году 275-летие нашей Российской
Академии. Основанная в 1724 г. по плану Петра I, она стала первой в мире акаде¬
мией, в которой были сосредоточены специализированные научные учреждения. В них
не только подводились итоги научных исследований, выполненных в университетах,
лабораториях и институтах других научных учреждений (не входивших в состав
академии), но и велись собственные конкретные, преимущественно фундаментальные
научные исследования. Особенно это типично для начального периода ее существо¬
вания, так как практически все научные достижения России XVIII й начала XIX вв.
связаны с работами российских академиков.
При создании академии в ее уставе специально подчеркивалось, что Россия осо¬
бенно нуждается в астрономах и географах. В качестве одной из задач была под¬
черкнута подготовка ученых высшей специализации. При академии существовал соб¬
ственный университет. В первом уставе Академии наук писалось, что каждому
академику в помощь и для обучения наукам должны были быть приданы "один или два
человека из младых студентов", которые должны были помогать академикам и одно¬
временно обучаться наукам. Кроме того писалось, что "...Надлежит по два чело¬
века еще прибавить, которые из славенского народа дабы могли удобнее русских
учить...".
Нам, географам, хорошо известна выдающаяся роль академии и академических
экспедиций в изучении географии нашей страны и ее производительных сил. Известно
также, что в первой четверти XIX в. функции академии начинают меняться. Задачи
подготовки специалистов с высшим образованием, "кураторство" над средними учеб¬
ными заведениями и др. постепенно переходят собственно к университетам, так как
все это сосредотачивается в Министерстве образования, а страна делится на учебные
10

округа. В округа входят и гимназии и университеты. Заметно снижается значение
Академии наук и в изучении географии России. Эти функции на себя берет Русское
географическое общество, организованное в 1845 г. А к концу XIX в. все ощутимее
становится отсутствие в Академии наук специальной географической ячейки. На это
обращает внимание Д.Н. Анучин, основатель географической школы Московского
университета и почетный академик, избранный в нее по профилю антропологии и
этнографии. Он неоднократно выступает по этому поводу в печати и на съездах,
считая, что университеты и Географическое общество даже вместе не могут вы¬
полнять те функции, которые по своему статусу должно было бы и могло выполнять
академическое учреждение географического профиля. Однако голос его в то время не
был услышан.
В 1918 г. был создан первый в нашей стране Географический институт, в котором
учились и вели преподавание выдающиеся географы, геологи и ботаники того вре¬
мени, ставшие впоследствии академиками, и внесшими большой вклад в развитие
нашей отечественной географии. Кроме научной работы они постоянно преподавали в
университетах, закладывая основы современной географии и геоморфологии. Это ака¬
демики Л.С. Берг, И.П. Герасимов, А.А. Григорьев, К.К. Марков, В.Н. Сукачев,
Ю.М. Шокальский и многие другие. Географический институт сосредоточил в себе
опыт ленинградской географической и геологической школы. Типичными чертами для
них обоих был большой интерес не только к географическим формам и вопросам их
образования, но и к изучению глобальных географических явлений (широтная гео¬
графическая зональность), к протекающим процессам, а также к изучению вещества,
которое принимает участие в создании различных форм. Географическая школа Мос¬
ковского университета развивалась несколько иначе. В ней заметно преобладали ин¬
тересы, связанные со становлением страноведения, с развитием общего землевладения
и, в частности, геоморфологии и картографирования.
Известно, что в 1925 г, постановлением ЦИК и СНК СССР Академия наук была
признана высшим научным учреждением страны, а в 1929 г. в ней произошли орга¬
низационные перемены. В частности Академия наук избрала в свой состав большое
число новых членов. В 1933 г. она была передана в ведение СНК СССР, а ее работа
стала более тесно увязываться с работой наркоматов и Госплана СССР. В 1934 г.
было принято решение о ее переезде в Москву. Именно с этого момента в жизни
географов и геоморфологов Московского университета начинается особый период,
который продолжается и до настоящего времени. Это период плодотворных контактов
с географами Института географии РАН.
При переезде Академии наук в Москве был организован Геоморфологический ин¬
ститут Академии наук. Позже, по инициативе его директора А.А. Григорьева, он был
переименован и преобразован в Институт географии, в котором была создана группа,
а позже и отдел геоморфологии. Создание любого научного учреждения требует боль¬
ших организационных усилий. И, конечно, же, требуется специальный подбор кадров.
Несмотря на то, что из Ленинграда в Москву переехало много специалистов высшей
квалификации, все же крупных ученых в институте было явно недостаточно. И, как
следовало ожидать, А.А. Григорьев рассчитывал на научное сотрудничество с Мос¬
ковским университетом. Первым важным для университета шагом явилось то, что
практически одновременно с созданием Института географии Академии наук на
географический факультет Московского университета "высадился академический
десант", который внес существенны» вклад в создание научной университетской гео¬
графической концепции и, особенно* геоморфологии. В университете начали вести
занятия А.А. Григорьев, И.П. Герасимов и К.К. Марков. С этого времени выпускники
географического факультета МГУ (прежде всего физико-географы) начали формиро¬
ваться как ученые под одновременным влиянием традиционного университетского
направления, созданного еще Д.Н. Анучиным и его участниками: А.А. Борзовым,
Б.Ф. Добрыниным, С.Г. Григорьевым и И.С. Щукиным, а также под влиянием идей,
выработанных нашими академическими коллегами.
11

Академическая школа геоморфологии начала формироваться еще в 20-е годы,
когда большинство наших академических коллег старшего возраста (по крайней мере
их ядро) учились и работали в Ленинграде. Поэтому можно сказать, что в 30-е годы в
Москве, на базе Московского университета начал складываться синтез идей двух
ведущих геоморфологических направлений в России.
Особое значение для этого синтеза имели две книги, вышедшие в 1939 г., одна из
которых была научной монографией, а другая учебным пособием. Обе они принад¬
лежали перу одних и тех же авторов И.П. Герасимова и К.К. Маркова, которые были
научными сотрудниками Института географии Академии наук и одновременно
преподавали в Московском университете. Здесь имеются в виду: "Ледниковый период
на территорий СССР" и "Четвертичная геология". Студенты старших курсов и мо¬
лодые выпускники тех лет вспоминают об этих книгах, как о выдающемся событии
в геоморфологии. К тому же они нашли особенно благоприятную почву в умах
специалистов и преподавателей географического факультета Московского универ¬
ситета.
Так сложилось, что Центр России в то время был тем полигоном, на котором
учеными и преподавателями МГУ создавались и совершенствовались методики по¬
левых исследований рельефа и создавались принципы геоморфологического карто¬
графирования. К середине 30-х годов в университете уже накопился достаточно об¬
ширный материал о рельефе Центра России и его происхождении. Поэтому насы¬
щенные новыми идеями эти две чрезвычайно важные публикации не могли не вызвать
заинтересованности ученых. Особенно были полезными идеи о наличии в природе
связей между происхождением рельефа, его возрастом и составом рыхлых отложений.
Позже это выльется в создание учения о морфолитогенезе.
Говоря о научных контактах между Академией и Московским университетом в
довоенные годы, нельзя не сказать о том, что Институт географии именно в эти годы
надолго становится одним из главных потребителей выпускников географического
факультета. Без преувеличения можно сказать, что выпускники 30-х годов нашего
факультета образовали некоторую основу для развития геоморфологии в акаде¬
мической географии. И старшее поколение академических геоморфологов в своем
большинстве были питомцами геофака. По существу - это был своеобразный оомен
идеями и кадрами. Но нельзя так сказать, что, перейдя в академический институт,
специалисты с университетским географическим образованием продолжали развивать
только лишь "борзовские, щукинские или добрынинские идеи". Оказавшись на новом
месте, они впитывали в себя замечательные географические идеи, созданные в рамках
академической школы. Но может быть даже важнее то, что они осваивали и раз¬
вивали дальше академические традиции географии, которые к этому времени начали
складываться под влиянием идей А.А. Григорьева, а позже и И.П. Герасимова. Так
параллельно шло обогащение идей, так формировались два близких научных кол¬
лектива, но каждый со своим особым профилем.
Академические отряды и экспедиции постепенно становятся местом прохождения
производственных практик для студентов географов. Они там приобретают опыт
проведения полевых исследований, который заметно дополнял то, что давалось сту¬
дентам в учебных практиках. Эти студенты возвращались в Москву, защищали свои
курсовые и дипломные работы. Й это также становилось своеобразным каналом
обмена информацией, обмена опытом постановки исследований и их реализации.
Затем была война - время совместной работы многих университетских и ака¬
демических географов в знаменитой комиссии под руководством академика А.Е. Ферс¬
мана. Там был накоплен богатейший опыт по созданию специальных карт, на котором
уже в послевоенные годы вырастет в университете целое Научное направление -
общее и специальное (прикладное) геоморфологическое картографирование. Большое
значение для этого имела статья К.К. Маркова "О содержании геоморфологической
карты", а также чуть позже вышедший томик но геоморфологическому райониро¬
ванию.
12

В 1945 г. К.К. Марков становится деканом географического факультета. Это
можно рассматривать, как еще один важный шаг влияния академической науки на
становление послевоенной географии в Московском университете. Марковым созда¬
ется и читается ряд новых учебных курсов. Под его руководством защищаются сту¬
денческие работы и кандидатские диссертации. Мы с этого времени воспринимаем его,
как университетского ученого и педагога, но не забываем и того, что у К.К. Маркова
до конца его дней оставались и академические корпи.
Кафедра геоморфологии в Московском университете была создана в 1944 г. Воз¬
главил ее И.С. Щукин, ученик Д.Н. Анучина и соратник А.А. Борзова. Но если
всматриваться пристально в процесс становления учебных планов кафедры геомор¬
фологии Московского университета, то нельзя не заметить в ней определенного
участия и К.К. Маркова. В 1946 г. на базе Красновидово проводится первая специа¬
лизированная практика по геоморфологии. Нетрудно увидеть, что при создании самой
красновидовской учебной базы и в особенностях проведения на ней практик К.К, Мар¬
ковым был использован опыт проведения подобных практик в Саблино. Эти практики
в свое время были организованы и методически разработаны учеными и препода¬
вателями Ленинградского университета, часть из которых затем переехала в Москву и
составила ядро Института географии Академии наук. И здесь нельзя не увидеть связи
между Академией и университетом.
Говоря о влиянии академических ученых на становление университетской геомор¬
фологии в Московском университете, нельзя пройти мимо того огромного вклада,
который внёс в эго важное дело И.П. Герасимов, Из его учения о морфоскульптуре,
морфоструктуре и геотектуре в университете большое развитие получило лишь уче¬
ние о морфоструктуре. Вероятно, этому способствовало и то, что организационно, а
затем и идейно во главе этой части учения стоял выдающийся геоморфолог нашего
времени Ю.Д. Мещеряков. Его работы о морфоструктуре платформенных областей
создали почву для развития структурнойтеоморфологии в нашей стране, которое в
50-е годы стало заметно доминировать в учебной работе кафедры геоморфологии.
Ю.А. Мещеряков внимательно следил за всем, что делалось в этой области в нашей
стране и систематически помогал университетским преподавателям. В университете
его направление развивали Г.С. Ананьев, Л.Б. Аристархова, Н.В. Башенина,
С.С. Воскресенский, А.А. Лукашов, Л.Г. Никифоров, Ю.Г. Симонов и их коллеги.
Кроме того, Ю.А. Мещеряков чрезвычайно много сделал в области создания
методов изучения новейших тектонических движений, что нашло свое отражение в
учебных курсах кафедры.
В развитии палеогеографии в академическом институте и на географическом фа¬
культете большое значение имели работы Й.П. Герасимова и К.К. Маркова. В ака¬
демии их идеи далее развили А.А. Асеев, А.А. Величко, Л.Р. Серебрянный, Н.С. Че¬
ботарева - выпускники географического факультета и их сотрудники. В университете
это направление продолжали развивать С.С. Воскресенскиа, М.В. Карандеева,
О.К. Леонтьев, А.И. Спиридонов и их ученики и последователи: Г.С. Ананьев,
Л.В. Зорин, Г.И. Рычагов, А.А. Свиточ, Ю.Г. Симонов, Н.Г, Судакова и их коллеги.
В 1960 г. вышел в свет первый том "Общей геоморфологии" И.С. Щукина. В 1964
и 1974 гг. вышли еще два тома. В результате образовалась как бы "малая гео¬
морфологическая энциклопедия". Если проанализировать список использованной и ре¬
комендованной студентам литературы, то можно увидеть какое большое значение
придавал И.С. Щукин работам своих ахадемйческих коллег. В нем мы найдем ссылки
на работы: Г.А. Авсюка, В.А. Апродова, Н.С. Благоволина, А.Г. Гаеля, С.Ю. Гел¬
лера, И.П. Герасимова й К.К. Маркова, М.Б. Горнунга, А.А. Григорьева, А.Ф. Гу¬
жевой, Н.В. Думитращко, Ю.М. Клейнера, А.С. Кесь и А.М. Семеновой-Тянь-
Шанской, С.С. Коржуевэ, В.Н. Кунина, С.Л. Кушева, Д.А. Лилиенберга, Ю.А. Ме¬
щерякова, Э.М. Мурзаева, В.В. Никольской, Г.В. Обедиентовой, В.Н. Олюнина,
В.С. Преображенского, Б.Б. Полынова, Г.Д. Рихтера, Д.А. Тимофеева, Б.А. Федо¬
ровича, В.М. Фридлянда и ряда других.
13

За каждой из этих фамилий стоит вполне конкретная опубликованная работа, кон¬
кретное исследование, на примере которых прошло обучение и геоморфологическое
становление не менее тысячи подготовленных специалистов. И это пример только
одного курса лекций. Из него хорошо видно, как велик реальный вклад академических
геоморфологов в обучение специалистов, которых готовила кафедра геоморфологии.
И это не все имена, и не все работы, достойные упоминания в этой не очень большой
по объему публикации.
Мы высоко ценим работы и современного коллектива геоморфологов Института
географии, а также дорогих нам товарищей недавно ушедших из жизни. Назовем
лишь некоторых из них. Прежде всего Д.А. Тимофеева, который вот уже много лет
читает у нас замечательный курс лекций, передавая нашим выпускникам свой опыт и
особое видение геоморфологии как науки. Много лет он был председателем госу¬
дарственной комиссии (ГЭКа). Мы благодарны ему за активную и конструктивную
позицйю на заседаниях нашего ученого совета по присуждению ученых степеней,
членом которого он является много лет. Нам очень помогает в воспитании наших
студентов Э.А. Лихачева. Много лет возглавлял на нашем факультете работу ГЭК по
геоморфологической специализации Ю.А. Павлидис, за что мы его сердечно бла¬
годарим. Мы рады тому, что с 1999 г. принял на себя обязанности председателя нашей
государственной экзаменационной комиссии В.П. Чичагов. Мы постоянно пользуемся
консультациями и сверяем свои результаты научных исследований с работами
А.Н. Маккавеева, В.Вад. Бронгулеева и многих других. В нашей Памяти остаются
контакты с А.А. Асеевым, который долгое время после Ю.А. Мещерякова руководил
отделом геоморфологии.
Большое значение имеют совместные работы по программе "Интеграция" с группой
специалистов Института географии РАН, возглавляемых А.А. Величко. Кроме кон¬
кретных научных результатов, полученных на нашем учебном полигоне в Сатино
важным является то, что эти работы привели к созданию нового учебного курса
лекций, который уже читают на нашей кафедре академические коллеги.
Среди книг, написанных коллективом геоморфологов Института географии РАН,
нельзя пройти мимо великолепной монографии "Рельеф Земли". В ней обобщен опыт
теоретической работы и фундаментальных исследований одного из крупнейших
геоморфологических коллективов нашей страны и может быть мира. Идеи, зало¬
женные в этой монографии, широко использовались и продолжают использоваться
нами в подготовке новых курсов лекций и нашими студентами в их самостоятельной
работе. Вообще можно отметить еще ряд крупных коллективных работ наших коллег
другого плана. Среди них нельзя пройти мимо замечательных карт по территории
России и мира.
Говоря о роли специалистов-геоморфологов из академических институтов в вос¬
питании геоморфологов Московского университета, мы должны вспомнить о том, что в
течение многих десятилетий при Академии наук успешно работает межведомственная
Геоморфологическая комиссия, которой сначала руководил И.П. Герасимов, а в
последние годы начатое им дело продолжает Д.А. Тимофеев. Пленумы комиссии дают
большой заряд идей для последующих размышлений, на них начинаются и порой не
оканчиваются важнейшие дискуссии (о поверхностях выравнивания и корах вы¬
ветривания, и палеогеоморфологии, о содержании инженерной и экологической гео¬
морфологии, о геоморфологических корреляциях и о многих других вопросах совре¬
менной геоморфологии). Говоря о значительной работе коллектива геоморфологов
Института географии РАН, нельзя не вспомнить, что вот уже скоро 30 лет, благодаря
усилиям наших коллег выходит единственный в России журнал "Геоморфология" -
реальная арена для геоморфологических дискуссий и взаимного обмена информацией.
Большую роль Играет взаимодействие ученых Академии и университета в области
морской геоморфологии. Историю отечественных исследований рельефа дна океанов и
морей можно в первом приближении разделить на три крупных этапа. Первый -
до начала XX в. - характеризовался инициативными исследованиями ученых-одиночек,
14

проводившихся, как правило, на кораблях военно-морского флота. Второй этап вклю¬
чает 20-40-е годы, когда были развернуты планомерные исследования омывающих
СССР морей и Арктики. Точечные промеры глубин тросовым лотом давали ограни¬
ченное представление о рельефе дна; более значительные результаты были достиг¬
нуты в изучении донных отложений, поскольку грунтовая трубка приносила гораздо
больше информации, чем единичная отметка глубины, полученная на той же станции.
Примером могут служить исследования Черного моря, проведенные А.Д. Архангельс¬
ким и Н.М. Страховым. Обработку данных, полученных при промерах и составлении
батиметрических карт выполняли способом линейной интерполяции. Тем не менее, к
этому времени относятся исследования подводного рельефа, проводившиеся Н.Н. Зу¬
бовым, М.В. Кленовой, В.П. Зенковичем, Г.У. Линдбергом, Л.С. Бергом, участниками
экспедиций в Арктике и на Дальнем Востоке. Разрабатывались теоретические
проблемы (оценка роли субаэральных факторов в формировании рельефа шельфа,
происхождение подводных каньонов и другие). Итоги этого этапа были подведены в
вышедшей уже в конце 40-х годов книге М.В. Кленовой "Геология моря".
С конца 40-х годов начался третий этап. Использование эхолотов-самописцев озна¬
меновало начало подлинной революции в технических средствах исследования дна, по
существу, продолжающейся до настоящего времени. Получение записей непрерывного
эхолотирования позволило В.Ф. Канаеву и Г.Б. Удинцеву разработать принципиально
новый способ составления батиметрических карт - метод геоморфологической ин¬
терполяции, когда на пространствах между соседними галсами изобаты рисуются,
исходя из некоторой гипотезы о генезисе рельефа.
В эти же годы усилия исследователей получают мощнейшую организационную и
материальную поддержку государства - создается Институт океанологии АН СССР в
Москве с его отделениями на Балтике и Черном море, начинаются рейсы "Витязя", из
которых каждый был событием, позднее отправляются экспедиции в Антарктику.
И в эти годы в МГУ начинают готовить специалистов в области геоморфологии
морского дна. Вполне понятно, что достижения и проблемы зарождающейся морской
геоморфологии нашли в этой подготовке свое место. Неоценимую роль при этом
сыграли два выдающихся ученых - Н.Н. Зубов и О.К. Леонтьев.
О.К. Леонтьев с 1952 г. при поддержке И.С. Щукина начал читать новый учебный
курс - "Геоморфология морских берегов и дна" и написал одноименное руководство,
увидевшее свет в 1955 г. Это было первое в отечественной литературе моногра¬
фическое обобщение данных о рельефе дна океана. Одновременно, по предложению
Н.Н. Зубова, О.К. Леонтьев начал читать курс "Морская геология" для студентов
вновь организованной в МГУ кафедры океанологии, а в 1963 г. опубликовал "Краткий
курс морской геологии", посвятив книгу памяти Н.Н. Зубова. В обеих книгах широко
использованы как теоретические разработки, так и данные региональных иссле¬
дований ученых Академии наук - А.Д. Архангельского, Н.М. Страхова, В.В. Бе¬
лоусова, А.П. Лисицына, В.Ф. Канаева, Г.Б. Удинцева, А.В. Живаго, ПЛ, Безрукова
и многих других. В частности, при интерпретации природы тектонических структур
применен сформулированный В.В. Белоусовым "батиметрический метод изучения
геотектоники океанов". В этой же книге О.К: Леонтьев, впервые в мировой лите¬
ратуре, указал на единство мировой системы срединно-океанических хребтов. Ныне
это - фундаментальное положение наук о Земле.
В вышедшей в 1968 г, книге "Дно океана", как и в более поздних работах,
О.К. Леонтьев обсуждает проблему происхождения срединно-океанических хребтов и
при этом использует еще одно представление, родившееся в "академической" науке.
Речь идет о концепции георифтогеналей - тектонических структур, выраженных мор¬
фологически в виде срединно-океанических хребтов. Автор этой концепции Г.Б. Удин-
цев, придает им такое же значение в развитии земной коры, как и геосинклиналям тра¬
диционной геологии, Такое созвучие взглядов двух ведущих морских геоморфологов
нашего времени интересно еще и тем, что оба они оставались в меньшинстве в
научцых дискуссиях, не разделяя широко признанных положений тектоники лито¬
15

сферных плит. Попутно заметим, что в наши дни эту традицию продолжает "тандем”
в составе А.В. Ильина из Акустического института и В.В. Фроля с кафедры гео¬
морфологии МГУ.
Взаимодействию ученых академии и университета способствовало участие в на¬
учно-исследовательских рейсах судов Академии наук. Ярким примером является
теперь уже легендарный рейс "Дмитрия Менделеева" по островам Тихого океана с
заходом на Берег Маклая на Новой Гвинее. Он положил начало широкому иссле¬
дованию морфологии и динамики коралловых рифов. Принципиально новым было
использование О.К. Леонтьевым, В.С. Медведевым и их соавторами данных по мор¬
фологии атоллов для изучения вертикальных движений океанских морфоструктур.
В 70-х годах появились крупные геоморфологические обобщения академических уче¬
ных по отдельным океанам: А.В. Живаго по Южному, Г.Б. Удинцева по Тихому,
А.В. Ильина по Атлантическому, В.Ф. Канаева по Индийскому океанам. Этот мате¬
риал сразу находил свое место в учебных курсах.
В эти годы совместно с учеными Института водных проблем - Г.П. Калининым и
его коллегами - кафедрой геоморфологии было выполнено серьезное исследование
проблем глобального водообмена геоморфологическими методами. В частности, были
получены новые значения основных м9рфометрических характеристик Мирового
океана. На кафедре геоморфологии и палеогеографии МГУ в полной мере реализуется
принцип обучения через исследование, в том числе и через академическое. Не¬
оценимую возможность при этом представляет участие студентов в научно-иссле¬
довательских рейсах, в частности, в последнее время - в экспедициях Института океа¬
нологии в Баренцевом море (руководители Н.А. Айбулатов, Ю.А. Павлидис). Плодо¬
творные контакты осуществляются с морскими геоморфологами и тектонистами
Геологического института РАН (Н.Н. Турко, А.О. Мазарович).
Несколько слов следует сказать о взаимодействии ученых академии и университета
на уровне развиваемых ими концепций. Выше была отмечена выдающаяся роль
совместной работы К.К. Маркова и И.П. Герасимова. Как известно, позднее каждый
из них стал автором крупного теоретического обобщения: К.К. Марков - о геомор¬
фологических уровнях, И.П. Герасимов - о геотектурах, морфоструктурах и мор-
фоскульптурах. Учение о морфоскульптуре не получило развития на кафедре геомор¬
фологии. Анализ экзогенного рельефообразования проводится чаще с позиций учения
о морфосистемах. Морфоструктурные же представления были восприняты очень
широко и получили развитие. При этом мы не считаем концепции К.К. Маркова и
И.П. Герасимова альтернативными - наоборот: использование данных о деформациях
региональных геоморфологических реперов, о которых для анализа динамики морфо¬
структур в качестве маркеров используются планетарные (марковские) уровни пред¬
ставляет собой синтез двух основных концепций отечественной геоморфологии. По-
иному обстоит дело с геотектурами. О.К. Леонтьев, рассматривая вопрос о наиболее
крупных геоморфологических подразделениях земной поверхности, пришел к выводу о
невозможности выделения категории форм, в происхождении которых решающую
роль играли космические и планетарные факторы и соответственно о ненужности
термина "геотектура". Как известно, в качестве самых крупных категорий он предло¬
жил выделять планетарные морфоструктуры и показал их на соетавледаой совместно
с Н.В. Башениной геоморфологической карте Мира. И.П. Герасимов, судя по
последним его публикациям, также отошел от первоначальной трактовки термина
"геотектура".
Вместе с тем, сейчас появляются данные, позволяющие пересмотреть роль кос¬
мических и планетарных факторов в происхождении материков и океанов, реабили¬
тировав и реанимировав первоначальные взгляды И.П. Герасимова, осуществить тем
самым синтез обеих концепций. Такая попытка была предпринята одним из авторов
настоящей статьи в разделе коллективной монографии "Генезис рельефа" (1988),
опубликованной по материалам Иркутского семинара.
Более сдержанным является отношение университетских геоморфологов к попытке
16

И.П. Герасимова использовать концепцию тектоники литосферных плит для развития
идей глобальной геоморфологии. Мы считаем, что в этом направлении еще требуются
значительные усилия, и говорить о достижениях пока рано. Мы не поддерживаем
представлений И.П. Герасимова о наличии в истории развития рельефа Земли особого
геоморфологического этапа, в который объединены события мезозоя и кайнозоя. Мы
собственно не отрицаем самого наличия этого особого этапа, сколько возражаем про¬
тив его названия. Нам просто трудно представить себе, что в домезозойское время
рельеф на поверхности Земли отсутствовал или что его должна изучать какая-то
другая наука.
И все же хочется подчеркнуть не столько наши расхождения в работе над созда¬
нием научных концепций. Существует ряд направлений исследований, где совместные
усйлия ученых академии и университета дают значительные результаты. И в связи с
этим в первую очередь хочется вспоминать об активно развивающемся сейчас учении
о морфолитогенезе. Опубликованная недавно в "Вестнике Московского университета"
статья избавляет нас от необходимости подробно освещать этот вопрос. Отметим
лишь ту роль, которую сыграли сотрудники Института океанологии РАН: А.П. Ли¬
сицын, Е.Н. Невесский, В.В. Лонгинов, А.А. Аксенов, А.С. Ионин, В.С. Ионин,
В.С. Медведев, Н.А. Айбулатов, Ю.А. Павлидис, Ф.А. Щербаков и их коллеги в
развитии представлений о морфолитогенезе в океане, его зональных типах и новейшей
истории.
В ней морфолитогенез рассматривается на широком палеогеографическом фоне.
Несомненно, дальнейшее развитие учения о морфолитогенезе может послужить полем
взаимодействия ученых академии и университета.
К сожалению, не все совместные начинания академических и университетских уче¬
ных получили свое дальнейшее развитие. Речь идет о географии океана - новом науч¬
ном направлении, основы которого были заложены в 70-х годах К.К. Марковым,
М.М. Ермолаевым, О.К. Леонтьевым, А Д. Добровольским, В.Л. Лебедевым,
В.И. Лымаревым и многими другими специалистами. После выхода в свет в
издательстве "Наука" известной серии "География океана" были опубликованы книги
О.К. Леонтьева, В.Л. Лебедева, Г.А. Сафьянова, А.В. Гембеля, В.И. Лымарева,
Б.С. Залогина - сотрудников университета. В Академии наук эти исследования не
получили дальнейшего развития, хотя необходимость в них - в частности, для ре¬
шения проблем геоэкологии океанов и морей - очевидна. Будем надеяться, что это
положение исправится.
Формирование отечественной школы геоморфологии и динамики морских берегов
берет начало на географическом факультете Московского университета. В 1937 г. на
факультете под руководством проф. Б.Ф. Добрынина была создана межведомственная
комиссия по исследованию морских побережий. Она проработала до Великой Отечест¬
венной войны, объединив вокруг себя сотрудников вузов, академии наук, отраслевых
учреждений. Одним из результатов работы Комиссии было исследование побережий
Крыма, заложившее основу будущего кадастрового описания побережий Черного мо¬
ря. Комиссия Б.Ф. Добрынина стала предтечей будущей береговой секции Океаногра¬
фической комиссии АН СССР, которую вскоре после войны возглавил В.П. Зенкович.
Ядром кристаллизации учения о динамике развития морских берегов стал выход в
свет книги В.П. Зенковича (1946) "Динамика и морфология морских берегов", удо¬
стоенной Сталинской премии.
Поразительно, что созидательная работа ученых не прекращалась и во время
войны. Именно в это время была создана кафедра геоморфологии на географическом
факультете МГУ (1944). В то же время по инициативе академика П.П. Ширшова был
отозван в Москву из армии с Дальнего Востока В.В. Лонгинов, заложивший впо¬
следствии теоретические и экспериментальные основы динамики морских берегов,
кстати говоря, - выпускник факультета. Для чтения курсов лекций в МГУ О.К. Ле¬
онтьев пригласил В.П. Зенковича, а позднее и В.В. Лонгинова. Впоследствии курс по
динамике морских берегов В.В. Лонгинов передал Г.А. Сафьянову.
17

Отдел шельфа Института океанологии РАН в значительной степени укомплек¬
тован выпускниками кафедры геоморфологии МГУ. Среди них - выдающиеся ученые
А.А. Аксенов, Н.А. Айбулатов, Ю.А. Павлидис, А.С. Ионин, В.С. Медведев,
Н С. Сперанский, А.О. Леонтьев. В этом же институте работает Р.Д. Косьян - про¬
фессор, доктор географических наук, директор Южного отделения ИО РАН, вы¬
пускник кафедры физики моря МГУ. Докторская диссертация защищена им на гео¬
графическом факультете МГУ. Физики Р.Д. Косьян и Н.В. Пыхов, будучи ас¬
пирантами В.В. Лонгинова, стажировались в экспедиции географического факультета
на Черном море. С.М. Анцыферов прочел спецкурс по Методам литодинамических
исследований студентам кафедры геоморфологии МГУ.
Успешно работают в академических институтах такие выдающиеся исследователи,
как А.В. Живаго, Г.Б. Удинцев, А.В. Ильин, Д.Е. Гершанович, Г.Г. Матишов, внес¬
шие огромный вклад в геоморфологические исследования океанического дна и берегов,
также выпускники географического факультета МГУ. Выпускники МГУ, член-
корреспондент РАН Ю.С. Долотов и Ф.А. Щербаков защитили докторские диссер¬
тации на географическом факультете.
Но плодотворное сотрудничество МГУ и РАН по линии: обучение - академическая
наука - защита диссертаций - педагогическая практика, этим не ограничивается.
В частности, для повышения уровня преподавания в области морской геоморфологии,
динамики и развития берегов, а так же и для дальнейшего развития фундаментальной
науки огромное значение имели и имеют работы академии А.П. Лисицына и его шко¬
лы в области седиментологии океана и геоморфологии морского дна. Эти заслуги оце¬
нены международным сообществом и нашли отражение в награждений А.П. Лисицына
золотой медалью Ф. Шепарда - выдающегося морского геолога и геоморфолога.
Естественно, что коллектив кафедры геоморфологии Московского университета не
может в эти дни не вспоминать своих коллег из других академических институтов,
наших друзей из Новосибирска, Иркутска и Владивостока и других научных центров.
Мы поздравляем их и желаем им успехов. Особенно хотелось бы отметить сегодня
большую работу, которую проводит Г.Ф. Уфимцев. Трудно переоценить работу Ир¬
кутского семинара - Флоренсовские чтения, которые вот уже много лет являются
центром теоретических дисскуссий и конструктивных решений. Новая его инициатива
по созданию Ассоциации геоморфологов России свидетельствует о том, что не оску¬
деет геоморфологическая почва в России, когда в ней живут и работают такие замеча¬
тельные исследователи и организаторы.
Все то, о чем мы написали в этой статье есть лишь маленькая толика того, о чем
хотелось сказать нашим коллегам в их юбилейный год. Мы с интересом следим за тем,
как выбирают свой путь и решают непростые для современного времени проблемы
дружественные нам коллективы содружества геоморфологов. Нам дороги и полезны и
человеческие контакты, которые с годами не ослабевают. Мы поздравляем их и от
всей души желаем им успехов да еще и везения в жизни.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	15.05.99
RUSSIAN ACADEMY OF SCIENCES AND GEOMORPHOLOGISTS' TRAINING
IN THE MOSCOW STATE UNIVERSITY
V.L MYSLIVETS, G.A. SAFYANOV, Yu.G. SIMONOV	,
Summary
The types and the results of multiannual cooperation of Geomorphology Chair of the MSU with different institutes
of the RAS are described. The importance of the connections between MSU and RAS is emphasized. The sequence may
be seen: university education - mutual learning - mutual investigations - staff exchange - edeas exchange - scientific
cooperation - the improvement of the university education.
18

УДК 551.4.042(47+57)
© 1999 г. С.К. ГОРЕЛОВ, А.Е. КОЗЛОВА, Д.А. ТИМОФЕЕВ
СОВРЕМЕННЫЕ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ
НА ТЕРРИТОРИИ РОССИИ И СОПРЕДЕЛЬНЫХ СТРАН
(некоторые итоги составления сводной карты процессов
м-ба 1:2500000)
Несколько лет тому назад была предпринята большая коллективна^ работа по
составлению сводной карты современных геоморфологических процессов на терри¬
тории бывшего СССР в м-бе 1:2500000. Работа по карте, авторский вариант которой
готовится к изданию в м-бе 1:5000000, выявила ряд общих закономерностей регио¬
нального проявления различных видов современного геоморфогенеза. Представляется,
что их обсуждение будет полезным для общей разработки проблемы современной ди¬
намики рельефа. Оно существенно и для предстоящей работы по подготовке сводного
авторского макета этой карты к изданию.
Главные принципы исследований, предпринятых в связи с составлением карты, так
же как и содержание ее легенды, были изложены нами в другой статье [1]. Поэтому в
данном случае обратим внимание главным образом на организационную сторону ис¬
следований, тем более что подобная работа, по охвату территории и характеристике
всего комплекса экзогенных, эндогенных и антропогенных рельефообразующих про¬
цессов, была предпринята впервые в практике отечественных и зарубежных геомор¬
фологических исследований.	^	с
В основу карты положены авторские макеты (м-б 1:1000000)? подготовленные
большим коллективом исследователей для различных районов территории бывшего
СССР* В составлении карты принимали участие4 многочисленные организации, входив¬
шие в состав бывших АН СССР, Министерства геологии и охраны недр СССР, Ми¬
нистерства высших и средних учебных заведений. Всего 85 учреждений.
Большинство авторских макетов было составлено с учетом требований сводной ле¬
генды Карты (рисунок), на базе широкого использования результатов полевых иссле¬
дований, топографических карт и материалов аэро- и космосъемки; учитывались по¬
добные карты, составленные ранее для отдельных районов бывшего СССР. В целом
это обеспечило достаточно высокую степень фактической достоверности подготовлен¬
ных к изданию материалов. Вместе с тем, в процессе подготовки сводного макета
карты Редколлегия столкнулась с определенными трудностями. Главные затруднения
методического (картосоставительского) характера вызывались неоднородным типом
изображения контуров распространения тех или иных видов рельефообразующих
процессов. В одних случаях они были даны весьма сложным "затейливым" рисунком, в
других - более обобщенно. Как выяснилось, сказалась степень детальности исходного
фактического материала. Поэтому при составлении сводного макета карты был избран
путь, с одной стороны, некоторого обобщения сложных контуров; с другой - услож¬
нения схематических границ, с привлечением дополнительного фактического материа¬
ла. При этом учитывались особенности картографируемых процессов. В частности,
для районов преобладающего развития эрозионно-денудационных процессов сохранял¬
ся (или дополнялся) более сложный рисунок контуров, чем в районах широкого
распространения аккумулятивных процессов, исключая эоловые.
В процессе сводки авторских макетов выявилась различная степень изученности
отдельных районов, хотя авторы, как указывалось, стремились к использованию
разнообразного фактического материала. В целом, это потребовало проведения
дополнительной работы для достаточно обширных территорий (Средняя Сибирь,
Алтае-Саянская горная область, северо-запад Русской равнины и др.).
19

Карта современных геоморфологических процессов на территории России Ведущие и комплекс ведущих
экзогенных процессов. Преимущественно денудационные: 1 - плоскостной смыв с элементами
делювиального, 2 - плоскостной смыв и делювиальный с элементами линейной эрозии, 3 - плоскостной смыв
в комплексе с делювиально-пролювиальным, 4 - комплексная эрозия, 5 - оползневой, обвально-осыпной в
комплексе с линейной эрозией, 6 - солифлкжция и крип в комплексе с плоскостным смывом, 7 - карстовый,
8 - суфозионно-просадочный, 9- курумообразующий в комплексе с солифлюкцией, обвально-осыпным;
При составлении авторского макета сводной карты изучению и картографированию
подлежали, как указывалось, три основные группы процессов современного геоморфо¬
генеза - эндогенные, экзогенные и антропогенные. Ниже приводится характеристика
главных особенностей их регионального распространения, общих тенденций развития и
причинно-факторной зависимости.
20

сели, лавины, гольцовая денудация, 10 - мерзлотный, без подразделения, 11 - навальный, 12 - гляциальный,
13 - абразионный, 14 - термоабразионный, 15 - ледово-абразионный, 16 - цунами. Преимущественно
аккумулятивные: 17 - аллювиальный, 18 - аллювиально-дельтовый, 19 - эоловый, 20 - озерный в
комплексе с болотообразующим, 21 - болотообразующий, 22 - болотообразующий в комплексе с
мерзлотным, 23 - элювиальный в комплексе с мерзлотным (каменные развалы), 24 - элювиальный
(относительно стабильные земли), 25 - аккумулятивный прибрежно-морской
Процессы эндогенного рельефообразования
В результате анализа разнообразных геодезических и геоморфологических мате¬
риалов (в основном, учета изданных карт современных вертикальных движений земной
коры и их геолого-геоморфологической интерпретации) установлены разнообразные
формы выражения современных эндогенных процессов в рельефе. Наиболее широко
распространены территории с медленными поднятиями или опусканиями земной по¬
верхности. В горных районах прослеживаются участки активных сейсмотектонических
21

или вулканических (п-ов Камчатка) современных изменений рельефа земной поверх¬
ности.	'
Медленными современными тектоническими поднятиями или опусканиями земной
поверхности охвачены как горные, так и равнинные территории. Скорости подобных
деформаций рельефа в горах выше, чем на равнинах. Однако их разница, как правило,
не выходит за пределы одного - двух порядков: скорости составляют в среднем ± 4,0-
6,0 мм/год в горах и предгорьях, ± 1,0-3,0 мм/год на равнинах [2, 3].
Обращает на себя внимание общее различие характера проявления медленных
тектонических деформаций земной поверхности в горах и на равнинах. В первом
случае (Большой Кавказ, Копетдаг, горы востока Центральной Азии шдр.) поднятия
или опускания земной поверхности имеют, как правило, четко выраженные линейные
очертания. На равнинах преобладают изометрические формы тектонических поднятий
или опусканий земной поверхности (Среднерусская возвышенность, центральная часть
Волго-Уральской области, Вятско-Камская возвышенность, Кольский полуостров,
Северная Карелия и др.).
Указанное различие тектонических деформаций земной поверхности, так же как их
наличие, объясняется, скорее всего, прямой связью мнбгих линейных и блоковых де¬
формаций соответственно со складчатыми изометричными структурами земной коры.
Наиболее тесно подобная связь устанавливается для зон разломов, как в горах, так и
на равнинах. Примерами могут служить отдельные районы северного склона Боль¬
шого Кавказа и Копетдага, где подобная связь прослеживается весьма четко (про¬
тяженное субширотное опускание Предкопетдагского прогиба, изометрическое опус¬
кание Терско-Кумской впадины и мн. др.).
В процессе составления сводной Карты выявилась другая закономерность регио¬
нального проявления эндогенных рельефообразующих процессов. Она касается погра¬
ничных горно-предгорных районов и выражается в .своеобразном "проникновении"
изометрических областей современных поднятий земной поверхности, наследующих
краевые выступы жестких плит, в смежные горные районы с преобладающими линей¬
ными формами неотектонических и современных деформаций. Типичный пример:
расположение Центральнокавказского поднятия и Ставропольской возвышенности в
одной и той же зоне субмеридионального поднятия, Секущего вкрест горные и
равнинные районы.
В итоге в пограничных горно-равнинных территориях возникает своеобразная "ре¬
шетчатая" современная морфоструктура. Подобные соотношения современных текто¬
нических деформаций земной поверхности, кроме Кавказа и Предкавказья, типичны
для других пограничных горно-равнинных зон - северные склоны Тянь-Шаня и Алтае-
Саянской горной области, юго-западные склоны Верхоянского хребта и некоторые
другие.
Имеются основания сделать вывод о тесной связи наблюдаемых тектонических
изменений рельефа с глубинной структурой пограничных территорий. Подобные де¬
тальные сопоставления были проведены для сейсмоактивных районов Южного Туркме¬
нистана и Северо-Восточного Ирана [2]. Они показали, что решетчатому располо¬
жению взаимно пересекающихся субширотных и субмеридиональных зон новейших и
современных тектонических деформаций земной поверхности между центральными
районами Копетдага и южным краем Туранской плиты в нижних горизонтах оса¬
дочного чехла и по поверхности глубоко залегающего палеозойского фундамента соот¬
ветствует подобная система из крупных блоков и разломов. Другим примером может
служить упомянутое выше субмеридиональное современное поперечное поднятие
северного склона Центрального Кавказа и Ставрополья, которое, по геофизическим
данным, наследует глубинную доорогенную структуру, а на земной поверхности до¬
вольно четко фиксируется данными повторного нивелирования.
Таким образом, опыт работы по составлению сводной Карты м-ба 1:2500000
показал ряд особенностей проявления современных тектонических движений в релье¬
фе земной поверхности. Наиболее характерные из них: широкое развитие процессов
22

эндогенного рельефообразования вне зависимости от морфогенетических типов релье¬
фа; прямая или близкая к ней связь таких процессов со структурными элементами
земной коры; своеобразие современного эндогеоморфогенеза в переходных зонах
между горами и равнинами, которое выражается в единстве крупных тектонических
деформаций земной поверхности в таких зонах в современный период.
На территории России и ее южного горного обрамления имеют место и факты
несоответствия современных тектонических деформаций земной поверхности с геоло¬
гическими структурами. В частности, в процессе составления карты они были установ¬
лены для северо-востока Русской равнины, юга Западной Сибири, Приохотья и др.
областей. Причины подобного явления еще недостаточно ясны, Вероятно, они разно¬
образны - недостаточное количество точных геодезических материалов, возможный
знакопеременный характер как тектонических, так и экзогенных процессов и др.
Процессы экзогенного рельефообразования
Как указывалось, при составлении сводной карты м-ба 1:2500000 был собран
большой фактический материал, касающийся оценки развития современного экзо¬
морфогенеза1. Это позволило проанализировать некоторые закономерности его прояв¬
ления на обширных территориях; предположить факторы и причины того или иного
развития экзогенных процессов. В этом Аспекте выделим такие узловые вопросы как:
1) унификация и главнейшие особенности регионального распространения экзогенных
процессов; 2) основные факторы современного экзогеоморфогенеза; 3) соотношение
процессов экзогенного и эндогенного рельефообразования.
Весь весьма обширный комплекс современных экзогенных процессов, действующих
на территории России и сопредельных стран, с целью их аналитической морфоге¬
нетической унификации (подход, обеспечивающий создание наиболее благоприятных
условий для непосредственного выделения и картографирования родственных процес¬
сов) был подразделен на несколько групп генетическй и морфологически сходных
процессов. Были выделены и подлежали картографированию: флювиальные, гравита¬
ционные, инфильтрационные, мерзлотно-криогенйые и другие группы процессов. Одно¬
временно давалась оценка степени их интенсивности - по балльной системе, с учетом
площади распространения процессов и их рельефообразующий роли. Исходя из такой
общей посылки, картографировались процессы, определяющие основные черты совре¬
менной экзодинамики рельефа в том или ином районе.	'
В процессе составления сводной карты были установлены многочисленные примеры
достаточно сложной современной экзодинамики рельефа, когда его преобразование в
одном и том же районе осуществляется под одновременным воздействием нескольких
экзогенных процессов.
Обращает на себя внимание некоторая общая пространственная неоднородность со¬
временной экзодинамики рельефа, выявляемая при сопоставлении горных и равнинных
территорий. В общем случае в горах преобладают сложные комплексы из нескольких
активно действующих экзогенных процессов (например, эрозия, солифлюкция и
интенсивные обвально-осыпные явления в высокогорной зоне Кавказа и Тянь-Шаня и
др.), тогда как на равнинах нередко действуют один или два господствующих
процесса. Кроме того, они протекают здесь менее интенсивно, чем в горах, исключая
линейную эрозию.
Главная причина указанной закономерности достаточно очевидна - это различная
степень общего эрозионного расчленения, более высокая в горах, чем на равнинах.
Действие этого фактора значительно усугубляется большим местным разнообразием
климатических, литологических и морфоструктурных условий развития экзогенных
процессов в горах.	'
Довольно четко на сводной карте вырисовывается пространственная с;вязь экзо¬
1 На рисунке приведен сильно схематизированный образец Карты важнейших типов современного
экзоморфогенеза на территории России.
23

генных процессов" различного типа с крупными климатическими различиями терри¬
тории. В частности, в зонах тундры и лесотундры процессы экзогеоморфогенеза связа¬
ны, в основном, с активным развитием вечной мерзлоты (термокарстовые просадки и
пучения, участки солифлюкционного течения мерзлых грунтов, интенсивного проявле¬
ния морозобойной трещиноватости грунтов и др.). Иначе говоря, распространение
экзогенных процессов в этих зонах в значительной мере обусловлено влиянием холод¬
ного гумидного климата. С другой стороны, показательно почти полное отсутствие
подобных процессов в степных районах с засушливым климатом, где чаще всего
господствуют линейная эрозия, интенсивный плоскостной смыв, оползни, карст.
Отмечая большую роль климатического фактора в развитии экзогенных процессов,
необходимо все же подчеркнуть, что в целом современный экзогеоморфогенез пред¬
ставляет собой многофакторный процесс. С этой точки зрения целесообразно оценить
роль почвенно-растительного покрова, литологического состава рельефообразующих
пород, гидрогеологических условий, морфоструктурного фактора и современных дви¬
жений земной коры, оказывающих, как известно, влияние на современную экзо-
динамику рельефа.
Анализ материалов, поступивших для составления сводной карты, не оставляет
сомнения в том, что почвенно-растительный покров может рассматриваться как
весьма важный, а для ряда районов определяющий фактор современного экзогенного
рельефообразования; Роль этого фактора выражается, прежде всего, в ослаблении
процессов денудации и консервации древних элементов рельефа. Подобное влияние
почвенно-растительного покрова на современную экзодинамику рельефа прослежи¬
вается повсеместно там, где существует более или менее плотная задернованность
склонов и водоразделов, не говоря уже о развитии кустарничковой или древесной
растительности. Именно к лесной зоне, в первую очередь, лесотундровой и лесостеп¬
ной зонам - во вторую, приурочены наиболее обширные области относительно
устойчивого современного состояния рельефа междуречных пространств и пологих
склонов.
Влияние почвенно-растительного покрова на динамику экзогенных процессов осо¬
бенно четко выражается в так называемых экстремальных областях - полупустынной
и'пустынной'зонах, зонах широкого распространения вечномерзлых грунтов, интен¬
сивного проявления плоскостного смыва и линейной эрозии. В процессе картогра¬
фирования установлено, что участки слабого или замедленного развития денудации в
таких районах напрямую сопряжены с участками более или менее хорошо развитого
почвенно-растительного покрова. Показательны в этом отношении плоские древние
поверхности выравнивания междуречных пространств с густым травянистым покровом
в горах (среднегорья и низкогорья Кавказа, Тянь-Шаня, Алтае-Саянской области,
Копетдага и др.).
В процессе составления сводной карты были установлены многочисленные примеры
зависимости между экзогенными процессами и литологией рельефообразующйх пород.
Наиболее общей формой такой зависимости, как и следовало ожидать, является
усиление интенсивности денудации (преимущественно эрозии и плоскостного смыва) в
районах распространения легкоразмываемых пород (мел, мергели, супеси, суглинки и
др.) и более замедленное их развитие в районах плотных пород, особенно со сливной
текстурой (песчаники, гнейсы, кварциты, каолиновые глины и др.).
В отдельных районах литологический фактор полностью определяет то или иное
развитие современного экзогеоморфогенеза. В первую очередь это касается терри¬
торий, где широким распространением пользуются карбонатные породы или сильно
известковистые покровные лёссовидные образования. Именно в районах развития
карбонатных отложений северо-востока европейской части России, Предуралья,
Салаирского кряжа, центра Среднерусской возвышенности, северного склона Боль¬
шого Кавказа и др. происходит активное развитие карста, а в пределах суглинисто-
супесчаных районов Ставропольской возвышенности, Северного Причерноморья, юга
Западно-Сибирской равнины активно развивается суффозия. И все это происходит вне
24

тесной зависимости от климата, почвенно-растительного покрова и других указанных
выше факторов современного рельефообразования.
Таким образом, литология играет роль азонального фактора в развитии экзогенных
процессов, тогда как влияния климата и почвенно-растительного покрова носят
зональный характер.
В принципе, то же самое относится к оценке рельефообразующей роли гидро¬
геологического фактора - в основном, к процессам активизации древних и образования
новых оползней, границы распространения которых нередко полностью контро¬
лируются гидрогеологическими условиями.
Особо следует сказать о влиянии морфоструктурного фактора и современных
движений земной коры. В принципе, как указывалось в предыдущем разделе статьи,
оно должно проявляться везде и, вероятно, это имеет место. Однако опыт состав¬
ления сводной карты показывает, что это влияние далеко не всегда может быть
зафиксировано непосредственными наблюдениями. Исключение представляют лишь
районы интенсивного проявления современных сейсмических явлений или прямого
совпадения участков интенсивной эрозии с современными поднятиями, аккумуляции - с
современными опусканиями земной поверхности по данным повторных высокоточных
геодезических наблюдений. Такие участки установлены в ряде районов России (на¬
пример, на Среднерусской возвышенности и в Тамбовской котловине), хотя имеют
место и обратные соотношения, когда современным поднятиям земной поверхности
соответствуют районы интенсивной аккумуляции рыхлых отложений (отдельные
районы северо-востока Русской равнины, Западной Сибири и др.).
Причины подобных несоответствий, как указывалось, нуждаются в дополнительном
изучении. Не исключено, что в их основе лежит краткопериодический характер прояв¬
ления современных тектонических движений земной коры - закономерность развития
современного тектогенеза, допускаемая многими исследователями. В данном случае
важна и оценка влияния морфоструктурного фактора на развитие экзогенных процес¬
сов. Предварительный анализ авторских макетов карты показывает, что оно, по-внди-
мому, существенно, так как очень часты случаи совпадения участков современных
денудационных или аккумулятивных процессов соответственно с положительными и
отрицательными морфоструктурами. Примером может служить расчлененная При¬
волжская возвышенность, которой, по геодезическим данным, соответствует регио¬
нальное современное поднятие земной поверхности.
Процессы антропогенного рельефообразования
Неуклонный рост промышленного и сельскохозяйственного производства, начиная с
середины прошлого столетия, существенным образом повлиял на экзогенную динамику
рельефа. В результате увеличивающихся объемов гражданского и промышленного
строительства, прокладки новых транспортных магистралей, каналов, введения в
оборот новых обширных площадей сельскохозяйственных угодий, открытой разра¬
ботки полезных ископаемых и других хозяйственных мероприятий сложился комплекс
своеобразных процессов современного рельефообразования, который получил название
антропогеоморфогенеза, или техноморфогенеза. Поэтому в процессе составления свод¬
ной карты данной проблеме было уделено большое внимание; ставилась задача
специального изучения и картирования антропогенных рельефообразующих процессов.
При этом учитывалось важное значение результатов таких исследований для
разработки проблемы эколого-геоморфологической оценки территории, когда необхо¬
дим учет антропогенного стресса на различные элементы природных ландшафтов.
В соответствии с общей установкой легенды карты, процессы антропогенного
рельефообразования при картировании были подразделены на две основные группы:
а) вызванные непосредственным воздействием различных техногенных факторов на
рельеф; б) процессы, в значительной степени возбужденные или ослабленные антро¬
погенными вмешательствами в окружающую среду. Говоря иначе, были выделены
25

процессы прямого антропогенного воздействия на рельеф (формирование понижений
земной поверхности в результате открытой разработки полезных ископаемых и
мн. др.) и косвенного воздействия (увеличение интенсивности плоскостного смыва в
районах иррационального использования сельскохозяйственных угодий и мн. др.).
В особую группу были выделены современные геоморфологические процессы на
территории городов и крупных городских агломераций. Работа по составлению сводной
карты показала, что в таких районах прослеживается, как правило, тесная законо¬
мерная связь между антропогенными и природными экзогенными изменениями рельефа
земной поверхности.
Обратимся к общей оценке результатов изучения и картографирования указанных
выше групп антропогенных рельефообразующих процессов, как она предварительно
намечается по сводной карте м-ба 1:2500000. Разнообразные виды непосредственного
антропогенного воздействия на рельеф хорошо известны - горнорудное производство,
мелиорации различного типа, городское и транспортное строительство и мн. др.
Картографирование показало, что в таких районах происходят наиболее значитель¬
ные, визуально легко уловимые современные изменения рельефа. Они различаются
между собой по форме и интенсивности выражения антропогенных воздействий в
рельефе. Можно было бы привести большое количество примеров из различных райо¬
нов территории бывшего СССР, подтверждающих данный вывод. Наиболее рази¬
тельные примеры интенсивного современного преобразования рельефа в результате
прямого воздействия человека типичны, в первую очередь, для районов открытой
разработки рудных тел и россыпей. Примерами могут служить бокситоносные районы
севера Русской равнины (Архангельская область), Тургайское плато, западная часть
Казахского щита, где в результате выработки бокситоносных толщ сформировались
обширные ландшафты сильно расчлененного рельефа с перепадами относительных
высот в десятки и сотни метров на расстоянии 1-2 км.
Нецто подобное наблюдается в районах интенсивной разработки россыпей. На¬
пример, в золотоносных районах северо-востока Сибири и Алданского щита в процессе
драгирования россыпей были практически нацело преобразованы различные элементы
рельефа речных долин и придолинных зон; на их месте созданы обширные вытянутые
поля сильно раздробленного каменного материала и песчаных отложений
(антропогенная аккумуляция).
На большей части закартированной территории рекультивация отработанных
месторождений практически не производится, исключая отдельные районы Украины и
Казахстана. Поэтому всесторонний анализ современной динамики рельефа в таких
районах приобретает определенное методическое значение, показывая возможные
пути осуществления защитных экологических мероприятий.
Косвенные антропогенные воздействия на рельеф (увеличение интенсивности про¬
цессов плоскостного смыва и др.) происходят на более значительной площади, чем
преобразования рельефа, вызванные непосредственным воздействием человека. При¬
чина понятна: в сферу активного влияния антропогенного фактора на рельеф в данном
случае вовлекается весьма обширный круг разнообразных" процессов современного
геоморфогенеза и, что особенно важно, на значительных пространствах. Деятельности
человека в данном случае может быть отведена роль стимулятора и стабилизатора
тех или иных природных экзогенных процессов.
Примерами могут служить: 1) увеличение плоскостного смыва и эоловых процессов
вследствие интенсивной распашки водораздельных пространств; 2) усиление криоген¬
но-мерзлотных процессов вследствие активного хозяйственного освоения территорий в
зоне распространения вечномерзлых грунтов; 3) ослабление процессов заболачивания
или их полное прекращение на активно мелиорируемых территориях и др. Стабили¬
зации неблагоприятных природных экзогенных и антропогенных процессов в таких
случаях чаще всего способствуют: активное осуществление различных мелиораций,
что не нуждается в дополнительном разъяснении; научнообоснованное проектирование
хозяйственных мероприятий, произведенное с учетом возможных негативных послед-
26

ствнй изменения ранее сложившихся форм рельефа (например, "подрезки” древних,
ныне оползневых склонов в результате прокладки транспортных магистралей и др.}.
Сравнительный анализ различных последствий косвенного воздействия антропоген¬
ного фактора на экзогенные процессы показал, что результаты подобного положитель¬
ного или отрицательного воздействия пользуются широким распространением. Сте¬
пень Ш выражения в рельефе во многом зависит от природно-климатической зональ¬
ности и, разумеется, от интенсивности хозяйственного освоения территории. При этом
активизируются различные группы экзогенных процессе^. Так, степная и лесостепная
зоны на сводной карте четко выделились как зоны антропогенно-ускоренной эрозии и
плоскостного смыва, что объясняется высокой степенью урбанизации этих зон и
наличием здесь обширных безлесных пространств. В тундровой и лесотундровой зонах
с неустойчивым почвенно-растительным покровом даже малейшие антропогенные
изменения рельефа ведут к ускоренному развитию мерзлотно-криогенных процессов. В
зоне пустынь, по понятной причине - это усиление дефляции и эоловой аккумуляции.
Наиболее стабильной, "выносящей" наиболее значительные антропогенные нагрузки
является лесная зона, где преобладают элювиально-биогенные процессы рельефо-
образования.
В горах обстановка является более сложной, хотя в самых общих чертах зависит от
действия двух основных факторов - интенсивности и формы проявления антропо¬
генных воздействий на экзогенные процессы, а также от вертикальной и гори¬
зонтальной ландшафтно-климатической зональности гор. Элементы того или иного
антропогенного ускорения экзогенных рельефообразующих процессов лучше и чаще
всего выражены в районах активного хозяйственного освоения территории, преиму¬
щественно в среднегорном и низкогорном поясах, обладающих высокой энергией
рельефа.
Таким образом, рассматривая процессы одновременного прямого и косвенного
воздействия на сложную современную экзодинамику рельефа равнинных и горных
областей территории бывшего СССР, можно подметить общую закономерность. Все
эти явления, несмотря на отмеченные выше различия факторов - причин и формы
выражения экзогенных процессов в рельефе, в своей совокупности образуют как бы
единую геодинамическую систему. В отдельных крупных своих звеньях она находится
в различной степени устойчивости.
Итак, мы подходим к наиболее общей оценке основных выводов работы, пред¬
принятой в связи с составлением сводной карты современных геоморфологических
процессов м-ба 1:2500000 для всей территории бывшего СССР. Некоторые из них
были сделаны выше при рассмотрении основных закономерностей регионального
распространения процессов и их причинно-факторной обусловленности. В заключение
статьи обратим внимание на самые общие выводы, имеющие принципиальное
значение для последующей разработки проблемы изучения и картографирования
проце в современного геоморфогенеза.
1.	х сделанная работа, несомненно, свидетельствует о принципиальной возмож¬
ности картографирования разнообразных морфогенетических типов процессов для
весьма обширных территорий, в данном случае северной части Евразийского конти¬
нента. Поставленные ранее [1] задачи решены. Выявилась большая роль широкой
кооперации коллективных исследований при выполнении геоморфологических работ
подобного рода. На очереди составление карты современных геоморфологических
процессов других крупных регионов, Мира в целом, что позволит решить многие
глобальные проблемы геоморфологии.
2.	Положенный в основу картографирования современных геоморфологических
процессов комплексный подход позволил выделить как отдельные процессы, так и их
комплексы; оценить их конкретную морфогенетическую принадлежность, площади
распространения (региональные и локальные процессы), интенсивность развития.
Выводы 127

3.	Выявляется многофакторность единого процесса современного геоморфогенеза.
В его развитии ведущая роль принадлежит таким фактором, как: морфологйя ранее
возникших элементов рельефа, особенностям его расчленения (энергия рельефа);
особенностям климата и почвенно-растительного покрова; морфоструктурный фактор
и особенности проявления современных тектонических движений земной коры; прямые
или косвенные антропогенные воздействия на рельеф.
4.	Не существует повсеместно прямой зависимости между распространением
природных географических зон и региональным распространением современных
геоморфологических процессов. Подобная зависимость проявляется, но довольно часто
перекрывается более интенсивным влиянием литологического, тектонического или
других факторов современного рельефообразования.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Горелов С.К., Граве М К.У Козлова А.Е., Тимофеев Д.А. Карта современных геоморфологических
процессов СССР масштаба 1:2500000. // Геоморфология. 1990. № 1. С. 4-14.
2.	Горелов С.К., Курбанов М.К. Морфоструктурный и геофизический анализ сейсмических явлений Южного
Туркменистана. Ашхабад: Илым, 1994. 103 с.
3.	Карта современных вертикальных движений земной коры Восточной Европы масштаба 1:2500000. М.:
ГУ ГК, 1973.
Ин-т географии РАН	Поступила в редакцию
21.08.98
RECENT GEOMORPHIC PROCESSES AT THE TERRITORY OF THE RUSSIA
AND ADJACENT COUNTRIES (SOME RESULTS OF SUMMARY MAP
COMPILING, THE SCALE TO BE
1:2500000)
S.K. GORELOV, A.E. KOZLOVA, D.A. TIMOFEYEV
Summary
The main results of large collective work at the map of recent geomorphologic processes of Northern Eurasia (the
former USSR) are represented. Important space characteristic of exogenous, endogenous and man induced processes are
described. The mapping of such processes within the large territory is proved to be possible. The process of recent
geomorphogenesis is multifactor one and the existent landforms appear to be the leading of these factors. The straight
correspondence between natural zones and space distribution of the geomorphic processes is absent.
28

j №4
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
октябрь-декабрь
1999
МЕТОДИКА НАУЧНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ
УДК 551.4.012:550.814
© М99 г. Д.С. АСОЯН
МЕТОДИКА ЭКОЛОГО-ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОГО
КАРТОГРАФИРОВАНИЯ ГОРНЫХ СТРАН ПО МАТЕРИАЛАМ
КОСМИЧЕСКИХ СЪЕМОК1
В последние годы возрастает интерес к комплексному изучению природы горных стран и
их хозяйственному освоению. Острее становится потребность в изучении роли рельефо-
образующих процессов в формировании качества среды обитания человека и в эколого-
геоморфологцческом картографировании. Объекты, цели и задачи экологической гео¬
морфологии рассмотрены в ряде работ [1-3]. Из экологических карт наиболее актуальны
оценочные, характеризующие территории по степени остроты экологической ситуации, а
также по проявлению опасных природных и/или антропогенных процессов и явлений. В
тектонически активных орогенных областях с современной вулканической деятельностью и
высокой сейсмичностью проявляются интенсивные процессы эндо-экзоморфогенеза,
непосредственно определяющие условия жизни человека. На такие регионы целесообразно
составлять более узкие по своим задачам карты с оценкой экологического состояния по
природным процессам. Проведенный анализ состояния оценочного экологогеомор¬
фологического картографирования горных стран показал, что оно находится на стадии
становления. Причем ценнейший источник географической информации - космические
фотоснимки- в этом направлении используется все еще недостаточно, как, впрочем, и в
других тематических картах [4,5].
Данная статья посвящена результатам изучения экзогенных процессов и разработке
принципов и методов оценочного эколого-геоморфологического картографирования в
горных странах по материалам аэрокосмических съемок. Для всестороннего выяснения
возможностей и ограничений метода проведены экспериментальные исследования тек¬
тонически активных орогенных областей, расположенных в различных регионально-типо¬
логических и ландшафтных условиях Выбраны тестовые области в умеренном,
субтропическом и тропическом географических поясах, а в их пределах - в различных
меридиональных климато-ландшафтных секторах. В наиболее протяженном умеренном
поясе Евразии исследования проведены на двух участках - в Восточно-европейском секторе
в горах Большого Кавказа и в Дальневосточном секторе в северной части Большой
Курильской гряды; в субтропическом поясе - в Андском секторе - в Чилийско-Арген¬
тинских Андах (Продольная долина, котловина Ранкагуа); в тропическом поясе - в
Центральноамериканском секторе в горах Сьерра-Маэстра, Восточная Куба.
Поставленная научная проблема потребовала решения методических, региональных и
экспериментальных картографических задач: 1) определение возможностей примене¬
ния материалов космических съемок для изучения экзогенных и, главцым образом, опасных
склоновых процессов в горных странах (виды съемок, масштабы, съемочная аппаратура,
разрешение на местности, сезоны съемок и т.д.); 2) изучение дешифровочных признаков
проявления склоновых процессов в горах с различной структурой высотных ландшафтных
1	Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект 96-05-64468).
29

поясов; 3) установление критериев и показателей экологической ситуации; 4) разработка
принципов построения легенд оценочных эколого-геоморфологических карт, составляемых
по материалам космических съемок; 5) апробация методики в горных странах с различными
регионально-типологическими и ландшафтными условиями.
Методика изучения и картографирования экзогенных процессов
по космическим снимкам
В горных странах важнейшим показателем экологической ситуации являются
экзогенные процессы, обусловленные эндогенными силами, климатическими, геоботани-
ческими и другими физико-географическими условиями. В тектонически и сейсмически
активных орогенных областях эти процессы часто принимают опасный, угрожающий и
катастрофический характер.
Методические и региональные исследования проведены по материалам сканерной,
фотографических - многозональной, спектрозональной, цветной космических съемок
различного разрешения на местности, масштабов - 1 : 2500000, 1:1000000, 1:200000,
полученных с автоматических космических аппаратов серии "Ресурс-Ф2" и "STS-60" (новый
Российско-Американский эксперимент с космической транспортной системы Shuttle).
Сравнительные исследования показали, что проявления экзогенных процессов наиболее
четко выражены на спектрозональных космических фотоснимках м-бов 1 : 1000000 с их
последующим увеличением и 1 : 200000 [4]. Особенно информативны спектрозональные
фотоснимки, полученные фотосъемочной многозональной аппаратурой МК-4; их разре¬
шение на местности для объектов среднего контраста составляет 8-15 м. Цвет на фото¬
снимках, отпечатанных с тремя светофильтрами, максимально приближен к натуральным
цветам ландшафта. Благодаря этим свойствам и высокому качеству изображения они не
имеют аналогов в мире [6].
В различных горных странах склоновые процессы, обнаруживаемые на спектрозо¬
нальных и многозональных космических фотоснимках, чаще выражены ландшафтно-
индикационными признаками. Независимо от различий в природных условиях, ими
являются преимущественно литолого-стратиграфические комплексы, морфографические
ступени рельефа, структура высотных ландшафтных зон и поясов, растительный покров и
плотность дернового покрова. Из этих индикаторов наиболее надежный - растительный
покров и степень разнородности сопряженных в пространстве растительных сообществ.
Последние чутко реагируют на/изменение физико-географических условий в горах и
отражают типы склонов и интенсивность рельефообразующих процессов [4J. По этим
индикаторам выделены ареалы рельефообразующих процессов - гляцио-обвальных,
нивации, пролювиальных, делювиальных, плоскостного смыва, и оценена их интенсивность.
Следы локальных проявлений таких процессов, как солифлюкцид, селевых, и во многих
случаях оползневых, карста (исключая крупные карстовые формы) на космических снимках
не распознаются.' Их картографирование проведено по результатам дешифрирования
аэрофотоснимков, полевым наземным и аэровизуальным наблюдениям2, литературным и
картографическим источникам. В то же время, ареалы обвально-оеыпных процессов,
линейной и русловой эрозии и созданные ими формы рельефа на космических снимках
чаще отражены прямыми признаками (форма, текстура, размеры фотоизображения,
плотность фототона или цвета фотоснимка). Следует подчеркнуть, что границы ареалов,
установленные по различиям в растительном покрове по спектрозональным фотоснимкам,
наиболее точны, детальны и не обеспечиваются другими видами космической съемки и ме¬
тодами исследований.
Проведенные исследования также показали, что этот методический прием изучения и
картографирования экзогенных процессов в горах может быть использован при наличии не%
менее чем дцух хорошо выраженных высотных ландшафтных поясов. Этот вывод
подтвержден данными интерпретации спектрозональных и многозональных космических
снимко^ гор мира при составлении автором аэрокосмических разделов к двум атласам
"Природа и ресурсы Земли" и электронный атлас "Человек и Земля" [7, 8].
2	Из исследованных тестовых областей полевые и аэровизуальные наблюдения проведены на территории
Большого Кавказа и в горах Сьерра-Маэстра, Восточная Куба.
30

Результаты оценочного эколого-геоморфологического
картографирования
Для этих целей разработаны критерии и показатели обострения экологической ситуации
в горах и принципы построения легенд оценочных эколого-геоморфологических карт
разных масштабов. Экологическое состояние региона оценивается по следующим крите¬
риям в зависимости от вида космической съемки и масштаба картографирования. При
среднемасштабном картографировании по сканерным снимкам с ИСЗ серии "Космос”
(1 : 1000000-1500000) за основной критерий принята степень комфортности обитания
человека, которая определяется суммой эндо-экзогенных факторов. При картогра¬
фировании по материалам космической фотосъемки в м-бах 1 : 1000000 и 1 ; 200000 це¬
лесообразнее использовать такой критерий, как проявление катастрофических, угрожаю¬
щих, опасных склоновых процессов и локальных явлений, причиняющих значительный
материальный ущерб.
Разработаны принципы построения простых и матричных легенд, многоцветных
и одноцветных оценочных эколого-геоморфологических карт в м-бах 1 : 1000000-1 : 1500000
и 1 : 200000 на наиболее репрезентативные области (в статье представлены карты в
одноцветном варианте с простой легендой). В основу положены элементы легенды к карте
экзогенных процессов СССР в масштабе 1 : 2500000,' разработанные в отделе геоморфо¬
логии Института географии РАН [9]. В матричных легендах карт опасных склоновых
процессов указаны интенсивность процессов, типы склонов и их крутизна, физико-гео¬
графические условия проявления процессов (ярусы рельефа, вертикальные ландшафтные
пояса и зоны, степень задернованности, литолого-стратиграфические комплексы и неко¬
торые сведения по зарегистрированным катастрофам). Следует подчеркнуть, что на
созданных эколого-геоморфологических картах в названных выше регионах склоновые
процессы показаны по их комбинациям в ареале; сами процессы перечислены в легенде по
степени их опасности.
На основе проведенных предварительных исследований разработано содержание
и впервые созданы образцы эколого-геоморфологических оценочных карт Центрального
Кавказа в м-бе 1 : 1000000, Известнякового и Сланцевого Дагестана в м-бе 1 : 1500000. На
этих" картах экологическая ситуация оценена по степени комфортности обитания человека
по четырем категориям, которые определяются морфоструктурным строением и интенсив¬
ностью экзогенных процессов [10]. Далее, впервые проведено картографическое модели¬
рование опасных склоновых процессов в м-бах 1 : 1000000 и 1 : 200000 и дана оценка
геоморфологической безопасности на тестовые области, расположенные, как уже от¬
мечалось, в разных физико-географических условиях; это - западная часть Республики
Северная Осетия-Алания; северная часть Большой Курильской гряды; территория Чилий¬
ско-Аргентинских Анд (Продольная долина с котловиной Ранкагуа); центральная часть гор
Сьерра-Маэстра, Восточная Куба.
Республика Северная Осетия-Алания расположена на северном склоне Центрального
Кавказа, который входит в Восточно-Европейский климато-ландшафтный меридиональный
сектор умеренного географического пояса с характерным для него гумидным климатом.
Это область сужения Главного Кавказского хребта и активных неотектони^
ческих дифференцированных движений. Регион входит в зону 7-балльной сейсмичности.
Достаточно высокая скорость современных тектонических движений привела к преобла¬
данию поднятий над денудационным срезом и развитию интенсивных рельефообразующих
процессов. Регион - один из наиболее селеопасных в СНГ. На западную горную часть
республики составлена карта опасных склоновых процессов (рис. I)3.
На карте штриховкой и ее густотой показаньд три категории опасности процессов,
проявившихся в высотных ландшафтных поясах и зонах. К первой категории относятся
катастрофические и угрожающие процессы, причиняющие или могущие причинить
материальный ущерб. Они проявляются в гляцио-нивальном и Горно-луговом вертикальных
поясах на абс. высотах 2800-4780 м [11] преимущественно на обвальных и обвально-
осыпных склонах, крутизной 22-30° с отсутствием растительности или со слабозадер-
нованной поверхностью. В этих двух поясах особо опасны гляцио-обвальные процессы,
аккумуляция обломочного материала, сели, снежные лавины. Гляцио-обвальные процессы
3	Карта опасных склоновых процессов восточной части Северной Осетии составлена нами ранее и опу¬
бликована в 1994 г. [4].
31

Рис. I. Карта опасных склоновых процессов западной горной части Республики Северная Осетия-Алания
(составлена Д.С. Асоян, 1996 г.)
Ведущие процессы по степени опасности: катастрофические, угрожающие (наиболее селеопасные районы),
причиняющие значительный материальный ущерб: 7 - гляцио-обвальные, нивация, лавины, обвально-осып-
ные, селевой, солифлюкция, аккумуляция обломочного материала (3500-4780 м), 2 - обвально-оеыпные,
селевой, оползневой, линейная эрозия (2800-3500 м); угрожающие, опасные: 3 - преимущественно обвально-
оеыпные, оползневой, пролювиальный, линейная и русловая эрозия, селевой (интразональные), 4 - селевой,
линейная и русловая эрозия, карст (районы средней селеопасности, 1700-3100 м); относительно безопасные;
5 - плоскостной смыв, линейная и русловая эрозия (800-1700 м), 6 - линейная (преимущественно дорожная) и
русловая эрозия, карст, пролювиальный, делювиальный, селевой (750-1700) (районы слабой селеопасности),
32

7 - линейная, русловая эрозия, делювиальный (неселеопасные районы, 460-750 м), 8 - аллювиально-
пролювиальный: а- в расширенных днищах долин, б - на предгорной равнине; локальные проявления про¬
цессов и явлений: 9 - морены, 10 - солифлюкция, 11 - селевые крупнейшие и потенциально селевые бассей¬
ны, 12 - оползни с захватом коренных пород и в покровных отложениях, 13 - оползневые склоны, 14 - ак¬
тивная русловая эрозия в крупных ущельях, 15 - борозды, ложбины, овраги, 16 - карстовые формы: а -
крупные, б - средние, 17 - уступы: а - задернованные, б - скальные, 18 - господствующие вершины, 19 -
реки, 20 - западная граница Республики Северная Осетия-Алания
2 Геоморфология, № 4
33

активизируются в основном из^-за деградации ледников, наблюдающейся на Кавказе в
течение последних 90 лет. В случае отмирания ледников и их дробления на более мелкие, а
также пульсации, происходят обвалы концов ледников и горных пород. Эти явления также
могут быть спровоцированы сейсмическими толчками или обильными снегопадами. Вслед¬
ствие этих событий и продолжительности интенсивных ливневых дождей образуются
ледово-каменные и водно-каменные сели, оползни, осыпи, которые приводят к катастро¬
фическим паводкам, подпруживанию рек, многочисленным разрушениям мостов, дорог,
поселков. Активное развитие этих процессов приурочено к зонам тектонических
контактов в эрозионно-тектонической Штулу-Харреской депрессии и к заложенным по
зонам тектонической трещиноватости Урухскому и Караутомскому ущельям. Гляцио-
нивальная и горно-луговая зоны наиболее селеопасные (по классификации селеопасности
этого региона В.В. Агибаловой [12]). Процессами солифлюкции постоянно повреждается
полотно высокогорных автомобильных дорог на Мамисонском и Рокском перевалах.
Во вторую категорию включены угрожающие (с риском проявлений катастрофических)
и опасные процессы. Они развиваются в высокогорье и среднегорье в пределах горно¬
лугового вертикального пояса на обрывистых (крутизной до 35-55°) и обвально-осыпных
(15-22°) склонах с разной степенью задернованности (1700-3100 м). Эти регионы
оцениваются как среднеселеопасные. На карте Отмечены крупнейшие селевые бассейны в
долинах притоков р. Урух - Сартидон, Доргонком, Бартуидон, в притоках р. Харвее [13].
Бблыиая часть этих рек берет начало из ледников с мощными моренами - очагами зарожде¬
ний селей различного типа. В южном обрыве Скалистого хребта наблюдаются обвалы гор¬
ных пород и камнепады; а в днище Северо-Юрской депрессии и на других участках развиты
оползни и оползневые склоны.
Третья категория - относительно безопасные процессы. Проявляются в среднегорье и
низкогорье: в горно-степной зоне "подветренных ландшафтов" в котловинах Северо-Юрс¬
кой депрессии с злаковой травянистой растительностью (800-1700 м); в горно-лесной - с
широколиственными лесами (750-1700 м); в зоне дубовой лесостепи (460-926 м). Эти районы
относятся к категории слабой селеопасности и неселеопасным. Здесь на осыпных склонах
крутизной 6-20° и на аккумулятивных (8-10°) с средней и высокой степенью задернован¬
ности развиты процессы плоскостного смыва, линейной и русловой эрозии, пролювиальные
и делювиальные. В лесной зоне интенсивно развита дорожная эрозия.
В северной части Большой Курильской гряды в целях апробации метода в иных
ландшафтных условиях умеренного географического пояса - в Дальневосточном секторе
проведено оценочное эколого-геоморфологическое картографирование в масштабе
1 : 200000 (в статье приводится фрагмент карты наиболее крупного острова этой части
гряды - о-ва Парамушир, рис. 2).
В северной части гряды Курильских островов проявляются наиболее активные и опасные
в России эндогенные процессы - высокая 7-8-балльная сейсмичность, современный суб-
аэральный вулканизм. Некоторые контуры карты опасных геоморфологических процессов
уточнены по данным интерпретации уменьшенных космических фотоснимков с ИСЗ SPOT и
радиолокационных аэроснимков.
Остров Парамушир представляет собой систему блоковых изометричных морфо-
структур - вулканических хребтов, массивов и структур центрального типа (крупных
вулканических построек и одиночных конусов). В северной части острова на хребте
Вернадского развиты сложнопостроенный действующий вулкан Эбеко (абс. высота 1156 м) с
кратерными озерами, сольфатарами, лавовыми полями, и потухшие вулканы различных
морфогенетических классов-г. Козыревского (1153 м), маар г. Богдановича (свыше 1000 м)
и другие сильно разрушенные вулканы. В рельефе более пологого тихоокеанского склона
выделяются в верхнем и среднем ярусах лавовые плато с крутыми обрывистыми склонами
(бассейны рек Левашова, Медвежьей и Серебрянки). По последним данным тектонических 0
исследований блоковые морфоструктуры обособлены системой продольных и поперечных
глубинных разломов - сбросов и сбросо-сдвигов. Вулканические постройки приурочены к
глубинным разломам - в центральной и северной части - к Центральному продольному
разлому.
Особенности геолого-геоморфологического строения о. Парамушир определяют раз¬
витие на его большей части катастрофических, угрожающих и опасных процессов, причем
эти процессы также проявляются на лавиноопасных абразионных уступах вдоль небольших
отрезков морских берегов. Однако в центральной наиболее сниженной части хребта
Левинсон-Лессинга и на отдельных прибрежных участках охотоморского и тихоокеанского
склонов развиты относительно безопасные процессы плоскостного смыва и другие. На
34

карте геоморфологической опасности северной части о. Парамушир выделена область
потенциальных катастрофических и угрожающих изверженйй действующего вулкана Эбеко
(1156 м) и связанных с ними селевых процессов по барранкосам. В этой же области
преимущественно в гольцовой высотной зоне проявляются опасные обвально-осыпные и
эрозионные процессы по слабозадернованным склонам потухших вулканов. Эти процессы
также развиваются на крутых склонах эрозионно-денудационного рельефа в пределах более
низкой зоны с куртинами кедрового и ольхового стлаников со средней задернованностью.
Опасные абразионные процессы проявляются на обрывах морских террас. В зимний период
на их плоских прибровочных участках образуются лавины в результате обрушения снежных
карнизов.
Чилийско-Аргентинские Анды4. Эколого-геоморфологическая карта составлена на тер¬
риторию Чилийско-Аргентинских Анд и Продольной долины в пределах котловины Ран-
кагуа (Среднее Чили), лежащую между 33° и 35° ю.ш. (рис. 3). Чилийско-Аргентинские Анды
относятся к орогенам андского типа, приуроченным к континентальным окраинам. Прояв¬
ляющиеся здесь высокая сейсмичность и мощный современный вулканизм свидетельствуют
об активном процессе горообразования. Тихоокеанский склон Анд представляет собой зону
крупных меридионально ориентированных разломов, которые определяют блоковое
строение продольных морфоструктур. Горная система состоит из Центральной Кордильеры
с абс. высотами от 2000 м и выше (действующие вулканы Сан-Хосе - 5856 м, Майпо - 5323 м)
и Береговой Кордильеры (до 1300 м). Они разделены рифтовой асимметричной Продольной
долиной с замкнутой котловиной Ранкагуа. Приразломные гряды расположены
кулисообразно и ярусами поднимаются к осевой части Центральных Анд. Все эти факторы
обусловливают высокую активность и полный спектр экзогенных процессов.
Картографируемая территория расположена в субтропическом поясе Южного полушария
в Центральноамериканском ландшафтном меридиональном секторе; находится под влия¬
нием средиземноморского климата с жарким сухим летом и влажной теплой зимой. На
западном склоне Анд в высокогорье интенсивные снегопады вызывают лавинную ак¬
тивность. Структура высотной ландшафтно^ поясности в этом регионе весьма своеобразна
и четко выражена на спектрозональном фотоснимке м-ба 1 : 1000000, увеличенном до м-ба
1 : 100000. Так, высокогорная ступень рельефа на абс. высотах от 2000 м - это так
называемый андский пояс, в котором нивальная зона с ледниками и полями вечных снегов и
субнивальная зона сменяются горными степями. Субнивальная зона представлена холодной
горной пустыней с эпизодической растительностью или с сообществами злаков, низких трав
и андских колючих кустарников (маторалль). Таким образом, слабая задернованность
способствует развитию интенсивных селевых процессов. В среднегорной (1000-2000 м) и
низкогорной (600-1000 м) ступенях рельефа произрастают жестколистные леса типа
омброфитов и склерофильные. Ниже 600 м развит разреженный ксерофильный колючий
кустарник, сильно измененный под антропогенным воздействием [14]. Днище Продольной
долины практически занято культурными ландшафтами с городской, сельской, дорожной и
промышленной инфраструктурами.
Эколого-геоморфологическая карта северной части Продольной долины Чили
(котловина Ранкагуа) (рис. 3) составлена по результатам интерпретации спектрозональных
фотоснимков, полученных с ИЗС серии "Ресурс-Ф1" и цветных космических фотоснимков с
ИСЭ Shuttle (STS-60). В соответствии с морфографическими ярусами рельефа и структурой
высотных ландшафтных поясов и зон выделены ареалы проявлений экзогенных процессов с
оценкой степени их опасности. Наибольшую площадь занимает высокогорье. Здесь развиты
катастрофические и угрожающие гляцио-обвальные* селевые процессы'и лавины. Известны
современные частые и катастрофические извержения вулканов Сан-Хосе и Майпо. Однако в
связи со слабой хозяйственной освоенностью высокогорья, эти процессы причиняют
материальный ущерб лишь районам рудничных поселков (Эль-Теньенте и др.). В средне- *
горье- в лесном высотном поясе на западном склоне Анд интенсивно развиваются
угрожающие и опасные обвально-осыпные и селевые процессы, линейная и глубинная
эрозия. Относительно безопасные процессы проявляются в Береговой Кордильере на
высотах от 600 до 1300 м, ниже 600 м в предгорьях Анд и в днище котловины Ранкагуа.
Горы Сьерра-Маэстра, Восточная Куба. Эколого-геоморфологические исследования
горной области, расположенной в тропическом поясе в Центральноамериканском
меридиональном секторе, проведены на примере центральной части Сьерра-Маэстра Со- 11 Раздел составлен совместно с
Р.С. Нарских
2*
35

36

ставлена космофотокарта по результатам интерпретации спектрозонального космичес¬
кого фотоснимка м-ба 1 : 200000,.полученного с ИСЗ серии "Ресурс-ФГ\
Мегаблок Сьерра-Маэстра расположен в зоне фронтального столкновения двух крупных
морфоструктур - Кубинской микроплиты и глубоководного желоба Бартлетта. Вдоль
южного побережья Восточной Кубы в зоне глубинного широтного разлома происходят
резко дифференцированные неотектонические и современные движения - поднятие Сьерра-
Маэстра (абс. высота Пика Туркино 1994 м) и опускание желоба (глубина до 8000 м),
сопровождаемые частыми землетрясениями до 7 баллов. Эти особенности морфоструктуры
и климатические условия сезонно-влажных тропиков с годовыми осадками до 2000 мм/год,
высокими температурами 25-30° и частыми ураганами способствуют развитию интенсив¬
ного тропического экзоморфогенеза. В низких и средних блоковых горах Сьерра-Маэстра
(на абс. высотах 800-1994 м) и в мелкогорье (500-1000 м) склоны покрыты горными влаж¬
ными тропическими лесами с высоким проективным покрытием и сомкнутостью крон
древостоя. На обвально-осыпных склонах крутизной 10-20° и аккумулятивных 6-10° прояв¬
ляются^ склоновые процессы средней интенсивности - эрозионные, обвально-осыпные. Под
пологом густого лесного покрова развиты тропическая солифлюкция, карст, химическое
выветривание; формируются коры выветривания и мощный слой делювия. В основании
крутых склонов образуются оползни [16]. На некоторых склонах южной экспозиции,
занятых разреженными лесами (по данным интерпретации спектрозонального фотоснимка),
можно предположить развитие более интенсивных склоновых процессов. В предгорьях и на
холмогорье на абс. высотах 300-500 м склоны заняты мезофильными полулистопаднымд
тропическими лесами (до 400 м) и вечнозелеными лесами (400-500 м). Здесь вследствие
частого прохождения мощных тропических циклонов образуются катастрофические
паводки, в результате которых в речных долинах при их выходе из гор на равнину внезапно
возникают (в течение 3-4 часов) переливы масс воды и разрушительные изменения русла;
при этом осаждаются флювиальные наносы, формируются валы, конусы выноса, унйчто-
жаются сельскохозяйственные угодья [15].
Таким образом, на рассматриваемой территории угрожающий и опасный характер при¬
обретают преимущественно оползневые процессы, линейная эрозия и процессы глубинной
и боковой эрозии (во время отмеченных катастрофических явлений, связанных с про¬
хождением ураганов). Относительно безопасные экзогенные процессы развиты на хол¬
мистой равнине Кауто в бассейне р. Хибакоа и ее притоков. Территория занята преиму¬
щественно сельскохозяйственными угодьями, зарослями кустарника марабу й другими,
вдоль русел рек тянутся галерейные леса. Однако на отдельных участках широко развиты
биогенные процессы по скотопрогонным тропам, которые способствуют, в свою очередь,
усилению эрозионных процессов.
Рис. 2. Карта опасных геоморфологических процессов о. Парамушир, северная часть Большой Курильской
гряды (составлена Д.С. Асоян, 1997 г.)
Процессы (перечислены по степени опасности), тип склонов и ярусы рельефа: катастрофические,
угрожающие (эндо-экзогенные): 7 - современный вулканизм, обвально-осыпные, аккумуляция крупноообло-
мочного материала, селевой, линейная и русловая эрозия на обрывистых, обвально-осыпных, аккумуля¬
тивных склонах в верхнем ярусе рельефа с абс. высотами > 600 м; угрожающие, опасные на потухших
вулканах: 2 - обвал ьно-осыпные, аккумуляция крупнообломочного материала, пролювиальный, линейная и
русловая эрозия на обрывистых, обвально-осыпных, аккумулятивных склонах в верхнем ярусе рельефа,
3 - обвально-осыпные, пролювиальные, на обрывистых склонах - обвально-осыпные во всех ярусах релье¬
фа, 4 - обвально-осыпные, аккумуляция обломочного материала, пролювиальный, линейная и русловая эро¬
зия, плоскостной смыв в высоком холмогорье*S- обвально-осыпные, аккумуляция обломочного материала,
пролювиальный, линейная и русловая эрозия, плоскостной смыв в среднем холмогорье; относительно без¬
опасные: 6 - абразионный, делювиальный, линейная и русловая эрозия, плоскостной смыв в нижнем холмо¬
горье, 7 - абразионный, делювиальный, аллювиальный, линейная и русловая эрозия, плоскостной смыв на
равнинах и морских террасах; отдельные элементы рельефа: 8 - действующий вулкан (Эбеко), 9 - потух¬
шие вулканы, 10 - одиночные конусы крупных потухших вулканов, 11 - маары, 12 - лавовые потоки дейст¬
вующих и потухших вулканов, 13 - водораздельные останцы, 14 - вершины, 15 - глубоковрезанные ложби¬
ны, овраги, барранкосы (потенциально-селеопасные), 76 - денудационные и абразионные скальные уступы,
77 - лавиноопасные абразионные уступы, 18 -уступы террас и других элементов рельефа, 79-зоны
разрывных нарушений, выраженные в рельефе (выделены по фондовым данным В.К. Ковтуновича, Саха-
лингеология, 1986), потенциально опасные: «-тектонические контакты неустановленной морфологии,
достоверные, б - сбросы достоверные, в - сбросо-сдвиги достоверные, г - линейные тектонические струк¬
туры, полученные дистанционными методами; 20 - тропы
37

ЩСап-Хосе
XV
* И* РИЗ <*
7 |	[ 8 | dP> | 9 | У | 10
Рис. 3. Эколого-геоморфологическая карта северной части Продольной долины Чили (котловина Ранкагуа)
и прилегающих территорий, (составлена Д.С. Асоян, Р.С. Нарских , 1996 г.)
Ведущие экзогенные процессы по степени опасности: катастрофические и угрожающие в Чилийско-Арген¬
тинских Андах, районы высокой сейсмичности, современной вулканической деятельности, лавиноопасные,
селеопасные (2000-5856 м): 1 - солифлкжция, нивация, аккумуляция обломочного материала, 2 - гляцио-
обвальные, обвально-осыпные; угрожающие и опасные в Чилийско-Аргентинских Андах (600-2000 м): 3 -
линейная и русловая эрозия, обвально-осыпные, лавины, селевой; относительно безопасные (300-1300 м): 4 -
линейная и русловая эрозия, обвально-осыпные, делювиальный в Береговой Кордильере (600-1300 м), 5 -
плоскостной смыв, линейная и русловая эрозия, делювиальный (ниже 600 м в предгорьях), 6 - плоскостной
смыв, линейная и русловая эрозия в Продольной долине (300-600 м); прочие обозначения: 7 - Главный
водораздел Чилийско-Аргентинских Анд, 8 - ледники, 9 - вечные снега, 10 - рудники (медные и молибде¬
новые)
Выводы
1.	Разработана методика оценочного эколого-геоморфологического картографирования
и метод космической индикации опасных склоновых процессов по космическим спектро¬
зональным фотоснимкам на примере тектонически активных орогенных областей, распо¬
ложенных в различных регионально-типологических и ландшафтных условиях мира.
2.	Впервые проведено оценочное эколого-геоморфологическое картографирование тес¬
товых областей горных стран в различных широтных географические поясах, а в их преде¬
лах - в меридиональных климато-ландшафтных секторах по материалам космических
съемок.
3.	Полученные результаты методических и экспериментальных работ свидетельствуют
об эффективности применения разработанной методики оценочного картографирования
геоморфологической опасности различных горных регионов мира при условии наличия не
менее двух ландшафтных поясов; идентичности индикаторов склоновых процессов, не¬
смотря на регионально-типологические и ландшафтные различия; о точности границ
ареалов склоновых процессов по спектрозональным космическим фотоснимкам, не обеспе¬
38

чиваемых другими видами космической фотосъемки и традиционными методами исследо¬
ваний.
4.	Выявлены территории проявления катастрофических, угрожающих и опасных склоно¬
вых процессов. Разработанный метод позволяет объективно оценивать экологическую
ситуацию по природным факторам и прогнозировать вероятность природных катастроф.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Тимофеев Д.А. Экологическая геоморфология: объект, цели и задачи // Геоморфология. 1991. № 1.
С. 43-47.
2.	Экологическое картографирование на основе материалов космической фотосъемки: геоморфологические
аспекты (Междувед. темат. сб. науч. тр. / ЦНИИГАиК в 2-х книгах). М., 1994. 227 с.
3.	Комедчиков Н.Н., Лютый А.А., Асоян Д.С. и др. Экология России в картах // Изв. АН СССР. Сер.
геогр. 1994. № 1. С. 107-118.
4.	Асоян Д.С. Эколого-геоморфологическое картографирование-тектонически активных орогенных
областей на основе дистанционных методов // Научно-технический сборник по геодезии, аэрокосмиче¬
ским съемкам и картографии. Экологическое картографирование на основе материалов космической
фотосъемки: геоморфологические аспекты (в 2-х книгах). М.: ЦНИИГАиК, 1994. С. 144-159.
5.	Асоян Д.С. Принципы и методы картографирования геоморфологической опасности горных стран //
Картография на рубеже тысячелетий: Докл. I Всерос. науч. конф. по картографии (Москва, 7-10 октяб¬
ря 1997 г.). М., 1997. С. 312-317.
6.	Киенко Ю.П., Савин Г.А., Дмитриев ИЛ. Анализ требований к перспективным съемочным системам //
Вопросы методологии исследования природных ресурсов Земли из космоса: Сб. науч. тр. М., 1989.
7.	Асоян Д.С., Лютый А.А. Глобальный атлас "Природа и ресурсы Земли: вопросы аэрокосмического
обеспечения" // Изв. вузов, сер. Геодезия и аэрофотосъемка. 1992. № 6. С. 136-143.
8.	Liouty А.А., Komedchicov N.N., Asoyan D.S. et al. Electronic compex geographical atlas "Map and the Earth" //
Global Changes and Geography: Abstracts of the IGU conference, Moscow, Russia, August 14-18, 1995.-
Moscow, 1995. P.217.
9.	Горелов C.K., Граве M.K., Козлова A.E., Тимофеев Д.А. Карта современных геоморфологических
процессов СССР масштаба 1 : 2500000 // Геоморфология. 1990. № 1. С. 4-14.
10.	Асоян Д.С. Дистанционные методы изучения экзо динамики рельефа Известнякового Дагестана как
фактора экологического состояния // Геоморфология. 1993. № 4. С. 26-35.
11.	Буду на С. Ландшафтные зоны и пояса Северной Осетии // Природа и природные ресурсы Северной
Осетии. Орджоникидзе. 1980. Т. XXXIV. С. 22-51.
12.	Агибалова В.В. Сели в Северной Осетии. Орджоникидзе: Изд-во "ИР", 1983. 110 с.
13.	Герасимов В.А. Селеопасные долины Северной Осетии // Физика снега, лавины, сели / Тр. Высокогорн.
геоф. ин-та. М.: Гидрометеоздат, 1987. Вып. 40. С. 46-60.
14.	Carta fitogeografica de Chili miditerraneo. Рог: V. Quintanilla. (M. 1 : 1000000), 1984 // Facultad de Ingenieria.
Departamento de Ingenieria Geografica. Universidad de Santiago de Chili. 1984.
15.	Манохин AM. Рельеф Восточной Кубы и некоторые аспекты истории его развития // Землеведение.
Нов. сер. - 1990. Т. 17 (57). С. 92-107.
16.	Эрнандес Сантана Хосе Рамон. Структурная геоморфология и современная геодинамика рельефа Юго-
Восточной Кубы: Автореф. дис. ... канд. геогр. наук. М.: Институт географии РАН, 1987. 24 с.
Институт географии РАН	Поступила в редакцию
25.05.98
THE METHOD OF ECOLOGEOMORPHOLOGIC MAPPING OF MOUNTAIN
AREAS BASED ON THE REMOTE SENSING DATA ANALYSIS
D.S. ASOYAN
Summary
The method of ecologeomorphological ratable mapping is suggested, the tectonically active mountain areas of
different regions and landscapes taken as an example. The method is based on using of spectrozonal space images.
Criteria and indexes of environmental deterioration according to natural factors are developed. Principles of middle-large
scale mapping are worked out. For the first time ratable ecologeomorphological mapping was fulfilled for some
mountain test sites: the Great Caucasus, the Northern Osetia, the northern part of Kuril Isis - in the moderate zone,
Andes (Chile-Argentina) - in the subtropical zone, Sierra^Maestra (Cuba) - in the tropical zone. Method of space
indication of dangerous slope processes is improved. Unlike other geomorphologic techniques this method allows to
determine the boundaries of the dangerous processes with high precision and validity.
39

УДК 551.435.1:551.4.012
© 1999 г. Г.А. ЛАРИОНОВ, Н.Г. ДОБРОВОЛЬСКАЯ, С.Ф. КРАСНОВ
АДАПТАЦИЯ МОДЕЛИ ЭРОЗИИ ОТ СТОКА ТАЛЫХ ВОД,
РАЗРАБОТАННОЙ ГОСУДАРСТВЕННЫМ ГИДРОЛОГИЧЕСКИМ
ИНСТИТУТОМ, ДЛЯ ПРОЕКТИРОВАНИЯ ПРОТИВОЭРОЗИОННЫХ МЕР
Во многих регионах России вклад смыва почвы за период снеготаяния в годовые темпы
эрозии на пахотных землях является преобладающим илй весьма значительным [1], поэтому
отечественные исследователи уделяли большое внимание его изучению. Конечным ре¬
зультатом этих усилий явилось несколько моделей эрозии для периода весеннего снего¬
таяния. Первая модель была предложена Г.И. Швебсом [2], но, к сожалению, она не была
обеспечена необходимыми приложениями и поэтому не использовалась в практике проек¬
тирования противоэрозионнЫх мер и, по этой же причине, не может быть проверена.
Модели Государственного Гидрологического Института (ГГИ) [3] и Г.П. Сурмача [4] были
представлены в виде инструкций и использовались для экспериментального проектиро¬
вания противоэрозионнЫх мер. Модель В.Д. Иванова и М.И. Лопырева [5] была опуб¬
ликована с необходимыми исходными данными для определения смыва за период сне¬
готаяния.
Проблема эрозии почв в период стока талых вод в большинстве стран не столь остра, и
поэтому там ей не уделялось такого внимания, как в России. Так, в универсальном урав¬
нении эрозии [6] смыв от стока талых вод учитывается совместно со смывом от стока
ливневых вод. Эрозионный потенциал талых вод предлагается оценивать как сумму (в
дюймах) осадков с декабря по март включительно, умноженную на 1,5, полученный резуль¬
тат прибавляется к эрозионному индексу жидких осадков с введением соответствующей
поправки во внутригодовое распределение эрозионного индекса. Это решение представ¬
ляется слишком упрощенным и пригодно лишь для регионов, где на долю смыва от стока
талых вод приходится незначительная часть от суммарной годовой величины смыва. В
модели WEPP предлагается рассчитывать интенсивность стока с учетом поступления тепла,
запасов воды в снеге и промерзания почвы, а затем по зависимости, предложенной для
ручейковых размывов, рассчитать и величину смыва за период снеготаяния. Проверка этого
блока на данных многолетних наблюдений за смывом на юго-западе лесной зоны ЕТ России
показал а* что гидрологический блок модели WEPP не пригоден для применения в условиях
России. Сроки снеготаяния оказались сдвинутыми на январь-февраль, тогда как обычно
снеготаяние происходит здесь в конце марта - начале апреля, а расчетные значения талого
стока оказались сильно заниженными по сравнению с наблюдавшимися. Поэтому
дальнейшая проверка модели WEPP оказалась невозможной.
Проверка моделей Г.П. Сурмача, В.Д. Иванова и Государственного Гидрологического
Института на независимых данных Л.Н. Гавриленко и В.Г. Гусарова [7] показала, что мо¬
дель ГГИ дает наилучшие, хотя и заниженные результаты, среднее отклонение 49,9%. По
моделям Г.П. Сурмача и В.Д. Иванова были получены сильно завышенные результаты,
среднее отклонение соответственно 62,8 и 5$2,0% (табл. 1).
Таким образом, по точности модель ГГИ превосходит остальные, но по своей структуре
и некоторым другим параметрам она не вполне отвечает требованиям, которые предъя¬
вляются к моделям эрозии, используемым для проектирования противоэрозионнЫх мер. В
первую очередь это относится к блоку рельефа. Структура модели такова, что смыв рас¬
считывается по ручьям первого, второго и третьего порядков, протяженность которых,
конечно, некоторым образом увязывается с длиной склонов, поскольку речь идет о
склоновых водосборах. Следовательно, функция длины склона присутствует в модели, но в
явном виде она не задана. Между тем, в модели, предназначенной для проектирования
противоэрозионнЫх мер, длина склона должна быть представлена в явном виде, на что
указывал Г.И. ПГвебс [8]. Следует также отметить, что склоновые водосборы на пахотных
землях далеко не всегда могут быть выделены. На так называемых рассеивающих склонах
[9], на долю которых приходится до 55% площади пахотных земель на юге лесной зоны [10],
где смыв в период снеготаяния преобладает или составляет существенную часть от годовой
величины, использование модели ГГИ с неявной функцией длины склона вообще невоз¬
можно.	Ч
40

Таблица 1
Сопоставление расчетных значений смыва с замеренньГми на площадках
Натурные данные по Гавриленко, Гусарову [1977]
Расчетные значения по моделям
.
Длина, м
Уклон, %
Сток, мм
Смыв, т/га
Г.П. Сурмача
ГГИ
В.Д. Иванова
Авторов
Смыв, т/га
Откл., %
Смыв, т/га
Откл., %
Смыв, т/га
Откл., %
Смыв, т/га
Откл., %
350
10,7
17,8
2,04
2,96
+45
0,79
-55
14,2
+596
1,66
—18,7
зза
10,7
134,9
7,23
15,68
+117
6,88
-5
107,7
+1390
10,04
+38,9
350
10,0
29,6
4,87
4,67
-4
1,51
-69
23,6
+385
2,48
-49,1
350
10,0
144,2
12,5
15,34
+26
7,35
-40
102,3
+742
9,96
-20,4
350
10,0
28,4
2,46
5,90
+62
1,45
-41
20,2
+719
2,39
-2,8
350
10,0
37,5
2,64
4,90
+35
1,91
-49
26,6
+631
3,06
-15,8
350
10,0
30,9
4,79
4,78
0
1,58
-67
21,9
+358
2,58
-46,2
350
10,0
188,1
13,67
15,58
+14
9,59
-30
133,4
+876
12,56
-8,1
350
10,0
37,8
4,18
6,03
+44
1,93
-54
26,8
+542
3,09
-26,2
200
9,3
35
3,17
5,02
+58
1,79
-77
14,9
+370
2,81
-11,4
200
10,7
161,0
4,27
14,26
+274
8,21
92
68,7
+1510
11,48
+168,8
200
10,7
69,8
3,07
9,68
+215
3,56
+18
29,3
+854
5,74
+87,1
210
10,0
44,2
4,57
6,23
+36
2,52
-51
18,6
+307
3,66
-19,9
210
10,0
64,8
4,30
8,96
+108
3,31
-22
27,2
+532
5,04
+17,2
210
10,0
39,0
3,02
5,53
+83
1,99
-34
16,4
+433
3,29
+9,1
210
10,0
154,7
8,15
14,1
+73
7,89
-3
65
+698
10,40
+27,6
210
10,0
57,0
6,87
7,39
+8
2,91
-42
23,9
+248
4,53
-34,1
150
5,3
143,8
2,62
3,41
+30
4,82
+84
22,0
+740
5,08
+93,8
150
5,3
19,5
0,85
0,69
-19
0,13
-85
3,0
+249
0,99
+16,8
v 140
5,4
144
4,58
3,79
-17
; 4,83
+5
16,13
+252
5,14
+12,2
140
5,4
30,5
1,80
1,2
-33
0,30
-83
3,42
+90
1,47
-18,1
140 .
5,4
143,5
2,72
4,29
+58
4,79
+76
16,0
+488
5,13
+88,5
140
5,4
25,5
0,60 -
1Д1
+85
0,21
-65
2,86
+377
1,27
+112,0

Оценку влияния уклона на смыв в модели ГГИ предлагается проводить лишь на склонах
круче 5°, между тем большая часть пашни расположена на склонах крутизной до 3° [11],
поэтому для того, чтобы она могла использоваться для проектирования противоэрозион-
ных мер, метод оценки фактора уклона должен быть также переработан.
В пересмотре нуждаются и такие важные блоки модели, как почвенный блок и блок
поверхностного стока. По противоэрозионной устойчивости' почвы разделены на три
группы. К первой отнесены черноземы, ко второй - серые лесные и каштановые почвы, а к
третьей - дерново-подзолистые и светло-каштановые. Если содержание гумуса, от которого
во многом зависит эродируемость почвы, в значительной мере определяется генетическим
типом почвы, то роль этого фактора, следовательно, в какой-то мере учтена в модели, но
что касается влияния гранулометрического состава почвы на ее эродируемость, то это
вовсе не нашло отражения. Между тем этот фактор практически полностью определяет
изменчивость эродируемости почв в пределах генетического типа [12].
Наконец, представляется неправомочным использование слоя речного стока за поло¬
водье для определения смыва со склонов. Хотя предлагается определять слой стока по
гидрометрическим наблюдениям на малых реках, тем не менее эти данные являются ин¬
тегральной характеристикой условий стокообразования в бассейне и нивелируют влияние
уклона пахотных склонов и гранулометрического бостава почвы. Между тем, по данным
стоковых площадок, на песчаных и супесчаных почвах сток существенно меньше, чем на
почвах суглинистого состава, а на крутых склонах он значительно больше, чем на пологих
[13]. На слой поверхностного талого стока может оказывать влияние также и экспозиция
склона, как вследствие метелевого переноса снега, так и в результате перераспределения
инсоляции, играющей большую роль в снеготаянии, особенно в годы с преобладанием
антициклонического типа погоды.
Таким образом, ни отечественные, ни зарубежные модели по разным причинам не
пригодны для практического использования. Учитывая, что модель эрозии, предложенная
ГГИ для определения смыва в период снеготаяния, существенно превосходит другие
отечественные эмпирические модели по точности, то представление ее в форме, пригодной
для использования при проектировании противоэрозионных мер, будет иметь большое
практическое значение. Поэтому цель настоящей работы - адаптация модели ГГИ к требо¬
ваниям, предъявляемым моделям эрозии, предназначенным для разработки проектов
внутрихозяйственного землеустройства с комплексом почвозащитных и водоохранных мер.
Зависимость для расчета смыва, предложенная ГГИ, имеет вид:
Wsp% = Hp%abk,, '	(1)
где Wsp% - модуль смыва (средний смыв со склона) заданной (р%) вероятностью превышения
за период весеннего снеготаяния, т/га; Нр% - слой стока заданной (р%) вероятностью
превышения за половодье, мм; а, п - параметры, зависящие от типа ручейковой сети и типа
почвы; Ъ - коэффициент, учитывающий влияние агрофона на смыв; к\ - коэффициент,
учитывающий влияние уклона на смыв. При уклоне I >, 10% коэффициент принимается
равным ОД; при /< 10% kj = 1.
В моделях эрозии, использующихся для проектирования почвозащитных мер, влияние
уклона и длины склона обычно описывается степенной зависимостью следующего вида:
W~lnlP,	(2)
где W - средний смыв почвы со склона, / - уклон поверхности склона, L - длина склона, и,
р - показатели степени при уклоне и длине склона соответственно. Для прямого склона с
постоянным уклоном на всем протяжении, разбитого на к равновеликих отрезков длиной /,
зависимость (2) может быть записана в виде
W~In(kiy./	(3)
Тогда средний смыв с к-го отрезка, Wk, может быть представлен как разность между смывом
со всего склона шириной Ь, состоящего из к равновеликих отрезков (Wk[), и смывом со
склона такой же ширины, но состоящего из к - 1 равновеликих отрезков (W(k_iy):
Wk={Wkl-W{k_wybl = [ln{kl)pbkl-ln(k-\)plpb(k-\)l\lbl=	(4)
= InlP[kl+p-(k- 1)I+"].
42

Как упоминалось выше, по модели ГГИ смыв рассчитывается по ручьям первого, вто¬
рого и третьего порядков. Длина склонов, на которых образуются только ручьи первого
порядка, составляет около ста метров. Ручьи второго порядка образуются на склонах
длиной около 200 метров [14]. Для ручьев третьего порядка приводится площадь водо¬
сборов и соотношение длины и ширины водосборов [3], что позволило приближенно оп¬
ределить длину склонов, на которых образуются ручьи третьего порядка. Она достигает
1000-1100 метров. Располагая этими сведениями, показатель степени при длине склона (р)
может быть вычислен как
P = (lgW,-lgW,_1)/(lg^-lgL,_1),	(5)
где Wt - средний смыв почвы для ручьев и го порядка; Lt- длина склона для ручьев т-го
порядка.
Для того, чтобы воспользоваться зависимостью (5), по зависимости (1) были вычислены
значения смыва для трех групп почв по трем типам ручьев при различных (с шагом 10 мм)
значениях слоя стока за половодье. Выполненные затем по зависимости (5) расчеты
показали, что показатель степени при длине склона - величина переменная и изменяется с
длиной склона, а также зависит от величины смыва и смываемости почвы (табл. 2). Приме¬
чательно, что показатель степени при длине склона на расстоянии от 50 до 200 м в несколь¬
ко раз больше единицы, в то время как для ливневой эрозии на склонах такой же длины
показатель степени существенно меньше единицы, несмотря на то, что в обоих случаях
нарастание удельных расходов воды в склоновых потоках, осуществляющих отрыв частиц
почвы и их' транспорт, происходит пропорционально расстоянию от водораздела. При
дальнейшем увеличении длины склона показатель степени принимает значения (0,2-0,5),
типичные для ливневого смыва [2, 15]. Эти различия, очевидно, обусловлены тем, что при
снеготаянии отрыв и транспорт почвенных частиц, составляющие суть процесса эрозии,
осуществляется исключительно за счет энергии потока, когда его скорость достигает поро¬
гового значения или превышает его, что может иметь место лишь на значительном уда¬
лении от водораздела или верхней границы поля, а при ливневом смыве, благодаря эро¬
дирующей способности дождевых капель, поток насыщается наносами у самых истоков
задолго до достижения им размывающей скорости. Следовательно, степень насыщенности
потоков наносами во многом определяет его эродирующую способность и соответственно
влияние длины склона на смыв почвы. В свете этого положения становится ясным и
механизм влияния общей величины смыва за снеготаяние и эродируемости/почвы на пока¬
затель степени при уклоне. При большом смыве за снеготаяние концентрация наносов, как
правило выше, чем при малом, и, следовательно, показатель степени при длине в первом
случае меньше, чем во втором. Для менее эродируемых почв, какими являются черноземы
по сравнению с каштановыми и дерново-подзолистыми, показатель степени при длине на
склонах большой протяженности меньше, чем на легко эродируемых почвах (табл. 2). Это
объясняется тем, что сорванные и транспортируемые потоком агрегаты легко эродируемых
почв быстрее истираются до элементарных минеральных частиц и переходят во взвешенное
состояние, и поэтому, при прочих равных условиях, пото^ будет менее нагружен донными
наносами, которые снижают темпы отрыва новых агрегатов. Таким образом, влияние дли¬
ны склона на смыв определяется не только удельным (на единицу ширины склона) расходом
воды склоновых потоков, который может быть принят в первом приближении пропор¬
циональным длине склона, но и содержанием наносов, и особенно их влекомой состав¬
ляющей, которая в свою очередь зависит от истираемости агрегатов. Последняя, вероятно,
является функцией тех же почвенных параметров, от которых зависит эродируемость
почвы. Поэтому в первом приближении показатель степени при длине склона должен
учитывать и эродируемость почвы.
В связи с вышеизложенным, показатель степени при длине склона не может быть
постоянной величиной и должён рассчитываться отдельно для каждого значения смыва за
сезон по трем группам почв с учетом влияния длины склона, и поэтому фактор длины
склона не может быть сведен к простой зависимости типа (1), обычно использующейся
в эмпирических моделях эрозии. В то же время для отрезков склона 0-100, 100-200 и
200-1100 м в первом приближении можно принять показатель степени за постоянную
величину при прочих равных условиях (смыв за сезон, эродируемость почвы, уклон). В этом
случае распределение смыва в упомянутых выше пределах по равновеликим отрезкам
склона может быть рассчитано по зависимости:
Wk=lO^(WiLi-Wi+lLi+l)[kl+p-(k-l)l+p]/Nmi+p-(k-l)l+pl	(6)
43

Таблице 2
Зависимость показателя степени при длине склона (р) от средней величины смыва, эродируемости почвы и
расстояния от начала склона
Эродируемосгь почвы
Смыв, т/га
Значения р на отрезках склона
50-200м
200-1100 м
Низкая (черноземы типичные и
5,5
3,50
0,15
обыкновенные)
4,4
3,39
0,21
3,3
3,26
0,29
2,3
3,10
0,38
1,3
2,87
0,51
Средняя (темно-серые лесные)
12,5
3,93
0,29
10,5
3,86
0,34
7,7
3,76
0,39
5,4
3,63
0,47
4,4
3,56
0,51
3,4
3,46
0,57
2,4
3,33
0,64
' 1,4
3,15
0,74
Высокая (светло-каштановые,
23,2
4,26
0,40
дерново-подзолистые)
19,0
4,24
0,41
14,9
4,20
0,42
10,8
4,16
0,44
/
8,9
4,13
0,45
6,9
4,11
0,46
3,2
4,00
0,51
1,5
3,91
0,55
где Wk- средний смыв на к-м отрезке склона, считая сверху; средний смыв на склоне с
ручьями /-го порядка; L,- длина склона с ручьями /-го порядка, м; /- длина равновеликих
отрезков, м; N - число равновеликих отрезков, укладывающихся на расстоянии Li+\ -L,*. По
этой зависимости было вычислено распределение смыва по отрезкам длиной 50 м в интер¬
вале длин склона от 100 до 200 м и 100 м в интервале от 200 до 1100 м при различных
значениях слоя стрка за половодье для почв всех трех групп, а именно для почв с высокой,
средней и слабой'противоэрозионной устойчивостью, и построены соответствующие гра¬
фики в логарифмических координатах. Начала и концы графиков для отрезков склонов
100-200 и 200-1100 м не совпадали, так как показатель степени при длине р скачкообразно
менялся при переходе от ручьев первого типа к ручьям второго типа и от ручьев второго
типа к ручьям третьего типа. В действительности, смыв по длине склона при постоянстве
уклона и прочих факторов изменяется достаточно плавно, и соответственно график зави¬
симости смыва от длины склона не должен иметь разрывов, поэтому было проведено грат
фическое сопряжение концов отдельных частей графика таким образом, чтобы средний
смыв на отрезках 100-200 и 200-1100 м, вычисленный как среднее из смыва на равновесных
отрезках, был соответственно равен 10-2 (W2L2 - WiL{)/2 и Ю-2 (W3L3 - W2L2)/9, где W\, W2 и
- соответственно средний смыв на склонах с ручьями первого, второго и третьего типов,
т/га; Lj, L2 и L3 - длина склонов для ручьев первого, второго и третьего типов соот¬
ветственно. Таким образом, в модель смыва была введена функция длины склона в гра¬
фической форме. Причем эта функция зависит от противоэрозионной устойчивости почвы
и величины смыва за снеготаяние.
Следующим важным моментом является замена слоя речного стока за половодье на слой
склонового стока. Для этой цели были использована одна из ранних работ Н.Н. Бобро-
вицкой [14], в которой в табличной форме приводится зависимость между смывом и слоем
склонового стока для ручья второго порядка, что соответствует длине склона в 200 м.
Путем решения уравнения (1) относительно h были вычислены величины слоя речного
44

стока за половодье, которым соответствуют значения ^мыва для почв различной проти-
воэрозионной устойчивости, приведенные в вышеупомянутой работе Н.Н. Бобровицкой.
Таким образом, были получены значения склонового стока и соответствующие им значения
слоя стока за половодье. Затем были вычислены значения смыва ручьев первого и третьего
порядков для слоев стока за половодье, которым соответствуют следующие значения
склонового стока за половодье: 10, 20, 30, 40, 50 и 60 мм, и по описанной выше методике
построены графики зависимости смыва от длины склона для почв с высокой, средней и
слабой противоэрозионной устойчивостью при названных выше слоях стока.
Слой склонового стока может быть определен по сумме запаса воды в снеге к началу
снеготаяния и слою осадков за период с декады, следующей за декадой с максимальным
запасом воды в снеге, до средней даты схода снежного покрова. Сведения о запасах воды в
снеге и количестве осадков за период снеготаяния имеются в справочниках ’’Климат СССР.
Снежный покров" и "Климат СССР. Осадки". Коэффициенты стока за период снеготаяния
могут быть позаимствованы из работы В.Е. Водогрецкого [13], в которой обобщены много¬
летние наблюдения на стоковых станциях Гидрометеослужбы и представлены значения
коэффициентов стока с зяби в зональном аспекте в зависимости от гранулометрического
состава почвы и уклона поверхности. Зональные различия не очень велики, но, тем не
менее, автор счел необходимым выделить лесную, лесостепную и степную зоны, причем в
степной зоне Западной Сибири коэффициенты стока несколько выше, чем в Европейской
части России. Значительно сильнее на коэффициент стока сказывается влияние грануло¬
метрического состава. Поэтому признаку почвы разделены на две группы. К первой от¬
несены супесчаные почвы, ко второй - суглинистые и глинистые. Сопоставление коэф¬
фициентов стока, приведенных в работе В.Е. Водогрецкого [13], с независимыми данными
показало, что между ними имеются значительные расхождения [1р]. Причем в лесной и
лесостепной зонах они имеют различные знаки, а в степной зоне коэффициенты стока зна¬
чительно ниже, чем приведенные В.Е. Водогрецким. В связи с этим, если имеются местные
данные, то лучше пользоваться ими.
Определение слоя склонового стока по запасам воды в снеге и коэффициенту стока
позволяет учитывать перераспределение снега но склонам разных экспозиций в результате
метелевого переноса. Таким образом, предлагаемые изменения позволяют более полно
учитывать местные условия стокообразования.
Наконец, с целью более полного учета влияния противоэрозионной устойчивости почв
было проведено следующее дополнение модели ГГИ. Различные способы оценки проти¬
воэрозионной устойчивости почв в целом дают близкие относительные значения [12].
Поэтому основным критерием при выборе метода оценки противоэрозионной устойчивости
была доступность необходимых для расчета сведений. Этим требованиям наиболее полно
отвечает метод, предложенный У.Х. Уишмейером, К.Б. Джонсоном и Б.В. Кроссом [17] и
адаптированный применительно к гранулометрической классификации, используемой в
России, а также некоторым другим параметрам [18]. По этой методике определяется эро-
дируемость, или смываемость рочвы, т.е. величина, обратная противоэрозионной устой¬
чивости, но это в нашем случае не имеет значения. Почвы с противоэрозионной устой¬
чивостью имеют низкую эродируемость и наоборот. Для всех почв, перечисленных в "Инст¬
рукции..." [3], было проведено по нескольку десятков определений смываемости с учетом
данных о гранулометрическом составе и содержании гумуса, собранных в районах рас¬
пространения соответствующих* почв: Среднее из определений по этим группам почв дало
среднее значение смываемости для почв с высокой, средней и низкой противоэрозионной
устойчивостью. Таким образом, величина смыва при различных слоях стока была привя¬
зана к определенным значениям смываемости. Определение смыва для промежуточных
значений смываемости с шагом 0,25 т/га было проведено методом интерполяции. Для
крайних значений смываемости (выше среднего значения для группы светло-каштановых и
дерново-подзолистых почв и ниже средней величины смываемости для черноземов) вели¬
чина смыва была получена методом экстраполяции. По этим данным были построены гра¬
фики распределения смыва по длине склона для слоев стока в 10-60 мм (рисунок). Поль¬
зуясь этими графиками можно определить средний смыв почвы на стометровых отрезках со
стандартным уклоном (4,5%).
При прочих равных условиях величина смыва зависит от поперечного профиля склона,
что нашло отражение в терминах - "собирающие" и "рассеивающие" склоны [9] и в эмпи-1
рических коэффициентах, предложенных для учета влияния этих факторов [19]. Г.И. Швебс
[2] предложил оценивать влияние формы водосбора по соотношению удельных расходов в
некотором створе реального и равновеликого водосбора прямоугольной формы, которое
45

может быть выражено в виде отношения длин
реальных и прямоугольных водосборов. Такое
решение может быть реализовано лишь на соби¬
рающих склонах с выраженными водосборами.
Между тем, по данным В.П. Лидова [10], рассеи¬
вающие склоны составляют 55% площади пашни
в бассейне р. Вазузы. На подавляющей части па¬
хотных земель Среднерусской равнины, Волго-
Донского междуречья и Северного Кавказа вооб¬
ще невозможно обособить склоновые водосборы.
Общее решение вопроса о влиянии на удельные
расходы стока и, следовательно, на смыв
конвергентности и дивергентности склона было
предложено Г.А. Ларионовым [16]. Численная
оценка конвергентности и дивергентности (К) мо¬
жет быть представлена в виде
*=(/?!+Д2/2Л2),	(7)
где R\ и R2 - радиусы кривизны горизонталей со¬
ответственно на верхнем и нижнем концах отрез¬
ка склона, для которого определяется искомый
показатель, м. У расходящихся (дивергентных)
Зависимость смыва от длины склона (по склонов коэффициент К меньше единицы, у схо-
100-метровым отрезкам) для различных слоев дящихся (конвергентных) склонов - больше еди-
стока при эродируемое™ почвы 3,0 т/га	Ницы, а на прямых СКЛонах (изображемых прямы-
ми горизонталями) - равен единице. Радиус
кривизны легко определяется при помощи специальной палетки с серией дуг с различными
радиусами, длина которых задается в масштабе карты, используемой для определения
радиуса кривизны. Физическая суть этого коэффициента применительно к склоновому
стоку заключается в том, что он является мерой увеличения или уменьшения удельного (на
единицу ширины склона) расхода стока. Так как при прочих равных условиях интенсивность
стока является функцией запаса воды в снеге, и именно это заложено в модель ГГИ, то,
очевидно, коэффициент К должен быть включен в модель с теми же показателями степени,
что и запас воды в снеге (п).
В модели ГГИ фактор уклона предлагается учитывать лишь при уклонах более 10%, что
объясняется, вероятно, недостатком данных, но это совершенно неприемлемо для модели,
предназначенной для проектирования почвозащитных мер. Использовать для оценки фак¬
тора уклона зависимости, применяемые для этой цели в моделях эрозии, вызываемой
ливневым стоком, представляется неверным по следующим соображениям. Эрозия при
ливнях осуществляется за счет энергии потока и ударов дождевых капель, которые произ¬
водят отрыв почвенных частиц и, кроме того, повышают транспортирующую способность
склоновых мелководных потоков, поэтому смыв почвы при выпадении дождей начинается
практически от вершины склона или верхней границы поля. При стоке талых вод отрыв
частиц почвы и их последующий транспорт осуществляется только за счет энергии потока.
Отрыв частицы почвы в потоке происходит только в том случае, если его скорость
достигает критической величины, которая зависит от свойств почвы и ее состояния в
период снеготаяния, или превышает ее. Скорость потока есть функция не только уклона, но
и длины склона, которая, при прочих равных условиях, определяет удельный (на единицу
ширины склона) расход вбды в склоновых потоках. Из уравнения неразрывности в записи
для мелководного потока и уравнения Шези следует, что средняя скорость мелководного
потока (и) может быть представлена как
u = C%-q%-l%=cK.fi.&lK	(8)
где С - коэффициент Шези, q - удельный (на единицу ширины склона) расход воды; /ст -
интенсивность стока; /- синус угла наклона; L- длина склона. Из зависимости (8) следует,
что критическая, при прочих равных условиях, скорость достигается при определенном,
критическом сочетании длины и крутизны склона. Поскольку скорость потока в любой его
точке изменяется (пульсирует) в достаточно широких пределах, подчиняясь закону нор¬
46

мального распределения, то очевидно, что отдельные пульсационные значения скорости
будут равны или выше критической величины при средней скорости, существенно меньшей
(на 40%) критической величины. Соответственно все значения пульсационных скоростей
будут превышать критическую величину лишь в том случае, если средняя скорость будет
значительно превышать критическую величину. Доля пульсационных значений скорости,
превышающих критическую величину, может быть записана в виде логистического урав¬
нения (10) с аргументом, представляющим собой отношение средней скорости потока к кри¬
тической величине. Для интересующего нас случая уравнение может быть записано в виде:
y = l/{l + 10["_/,(L//L°/o)"0’3331},	(9)
где а и b - параметры, L и Lq - соответственно длина склона и его критическое значение; / и
/о - соответственно уклон и его критическое значение. Если средняя скорость потока
существенно (в 1,6 раза) превышает критическую величину, то интенсивность отрыва час¬
тиц почвы становится пропорциональной кубу скорости потока [20] и соответственно про¬
порциональной уклону в первой степени. Это подтверждается результатами данных сто¬
ковых площадок, заложенных на крутых склонах [21] и натурных замеров смыва на крутых
склонах [16]. К таким же выводам пришли авторы переработанного универсального урав¬
нения [6].
В эмпирических уравнениях эрозии величина многих факторов принимается равной
единице для некоторых принятых стандартных условий. Так, в универсальном уравнении
эрозии [15, 22] фактор уклона и длины склона равен единице при уклоне 9% и длине 22,1 м.
В нашем случае за стандартные значения уклона и длины склона можно принять 4,5% и
100 м соответственно, так как именно на площадках с такими параметрами были получены
основные результаты, использованные для разработки модели (1).	1
С учетом вышеприведенных положений уравнение фактора уклона [/] может быть пред¬
ставлено в следующем виде:
[/] = 27,67sin(arctg0,01a)/{H-10[515_5*76(°'01i“	(10)
где L- длина склона от водораздела или верхней границы поля, м; a - уклон на отрезке
склона для которого определяется смыв, %. Обычно уравнения фактора уклона в эмпири¬
ческих моделях дождевой эрозии имеют свободный член. При малых уклонах, когда зна¬
чение синуса угла наклона мало отличается от нуля, на коротких площадках смыв все же
имеет место, так как в этом случае отрыв частиц и их транспорт, несмотря на малую
скорость стекания воды, осуществляется за счет кинетической энергии дождя в результате
разбрызгивания почвы и взмучивания стока дождевыми каплями. Для учета смыва при
малых уклонах и вводится свободный член в уравнения фактора уклона для ливневой эро¬
зии. Как отмечалось выше, при стоке талых вод отрыв и транспорт сорванных частиц
почвы осуществляется исключительно за счет энергии потока и поэтому в зависимость для
вычисления фактора рельефа в этом случае не требуется введение свободного члена.
Кроме того, выражение в фигурных скобках при малых уклонах принимает большие зна¬
чения, а фактор уклона [/] - малые. То же происходит при коротких склонах. Следова¬
тельно, автоматически выявляется пояс отсутствия или очень слабой эрозии.
Для определения смыва на отрезке склона с уклоном, отличным от стандартного (4,5%),
смыв,определенный по графикам зависимости смыва от эродируемости почвы, слоя стока и
длины склона, умножается на фактор уклона, вычисляемый по зависимости (10).
Для того, чтобы модель можно было использовать при машинных расчетах, все графи¬
ческие зависимости, а также информация, заданная в табличной форме,были аппроксими¬
рованы рядом уравнений, предназначенных для расчета среднего смыва (Wi) со склона
длиной L, распаханного под зябь:
Wt = 100L"1B(0,lL)[A“Cexp(“°’li')!,	(11)
где В = phN; А = S(h + T)z\ С = Fh^K~Uexр-А>; h - слой склонового стока, мм. В свою очередь
параметры, входящие в вышеупомянутые зависимости, определяются по формулам:
Р = ехр(2,6409 П - 17,2866),
N = 3,1966 - 0,5201 П,
S = 4,935- 1,106 П0-831,
47

Таблица 3
Значения параметровD н£вформуле 11
Зона
Мехсостав
Параметры
D
Е
Лесная
С, ТС, Г
_ 2,6953
0,89836
СП
2,1118
0,63475
Лесостепная
С, ТС, Г
3,1219
0,96103
СП
2,4472
0,73120
Степная (Европейская террито¬
3,0235
0,99758
рия России)
СП С, ТС, Г
1,37
0,60474
Степная (Сибирь)
С, ТС, Г
1,5432
0,68291
СП
2,0680
0,71138
Примечание: С - суглинок, ТС - тяжелый суглинок, Г - глина, СП - супесь.
Т = 7,837- 0,3824 ГГ2-276,
Z = 0,07846 П0-976 - 0,3055,
F = 56,08 П1-454,
Л = 6,18 П-0,046 - 5,774,
М = 2477,728 (П - 0,456)"'-122,
где П - эродируемость почвы, определяемая по гранулометрическому составу почвы и
содержанию гумуса, т/га/год. Зависимость между слоем стока, уклоном, запасом воды в
снеге и коэффициентом стока имеет вид:
h = HDIe,	(12)
где'# - запас воды в снеге, мм; I - уклон (tg); DnE - параметры, приведенные в табл. 3.
При машинных расчетах смыв на к-м отрезке (W*) длиной / рассчитывается по зави¬
симости:
(13)
где W*- средний смыв на склоне длиной kl и соответственно для стандартной крутизны
(4,5%), т/га; [/*] - фактор уклона на к-м отрезке склона, вычисляемый по зависимости (10).
Таким образом, модифицированная модель ГГИ более полно отражает условия развития
эрозии на склоновых землях в период снеготаяния. Это относится к формированию стока
воды, влиянию свойств почвы на смыв и эродируемости почвы на распределение смыва по
длине склона. Предложена новая, физически более обоснованная зависимость для вычис¬
ления влияния фактора уклона на смыв. В адаптированной модели предусмотрен учет
влияния конвергентности и дивергентности склона на смыв почвы. Все это позволило
повысить точность модели. Расхождение между расчетными и фактическими значениями
смыва по сравнению с другими моделями снизились, среднее отклонение 41,5% (табл. 1).
Вместе с тем, адаптированная модель отвечает требованиям, предъявляемым к расчет¬
ным зависимостям для проектирования противоэрозионных мер, и поэтому может быть
использована при внутрихозяйственном землеустройстве с комплексом почвозащитных и
водоохранных мер.	1
Однако следует иметь в виду, что эмпирическая модель не может в принципе отражать
всего многообразия факторов эрозии, тем более в их взаимовлиянии. Несомненно, при
накоплении новых данных предложенное уравнение может быть дополнено или перера¬
ботано, но, в конечном итоге, только физическая модель, рассматривающая все компо¬
ненты процесса, будет вполне адекватно отражать это сложное явление.
48

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Литвин Л.Ф. Современная эрозия почв на сельскохозяйственных землях России // Почвоведение. 1997.
№5 С. 592-599.
2.	Швебс ГМ. Формирование водной эрозии, стока наносов и их оценка (на примере Украины и Молдавии).
Л.: Гидрометеоиздат, 1974. 183 с.
3.	Инструкция по определению расчетных гидрологических характеристик при проектировании противо-
эрозионных мероприятий на Европейской территории СССР. Л: Гидрометеоиздат, 1979. 49 с.
4.	Сурмач Г.П. Опыт расчета смыва почв для построения комплекса противоэрозионных мероприятий //
Почвоведение. 1979. № 4. С. 92-104.
5.	Иванов В.Д., Лопырев ММ. Об установлении категорий эрозионно опасных земель по интенсивности
смыва почв талыми водами // Почвоведение. 1979. № 4. С. 85-89.
6.	Me Cool D.K., Brown L.C., Foster C.R., Mutchler C.K., Meyer L.D. Revised slope steepness factor for the
universal soil loss Equation // Trans. Amer. Soc. of Agric. Enginiers. 1987. V. 30(5). P. 1387-1396.
7.	Гавриленко Л.Н., Гусаров В.Г. Дифференцированное применение противоэрозионных приемов // Водная
эрозия почв и борьба с ней. М.: Колос, 1977. С. 102-115.
8.	Швебс ГМ. Теоретические основы эрозиоведения. Киев - Одесса: Вища школа, 1981. 224 с.
9.	Соболев С.С. Развитие эрозионных процессов на территории Европейской части СССР и борьба с ними.
М.: Изд-во АН СССР, 1948. Т. I. 307 с.
10.	Лидов В.П. Процессы водной эрозии в зоне дерново-подзолистых почв. М.: Изд-во МГУ, 1981. 167 с.
11.	Чернышев Е.П. Тенденция изменения эрозии на территории южной части Русской равнины // Вопросы
антропогенных изменений водных ресурсов. М.: Наука, 1976. С. 47-63.
12.	Кирюхина З.П., Пацукевич З.В. Эродируемость почв Европейской части Советского Союза // Вести.
Моек, ун-та. Сер. 17, Почвоведение. 1989. № 1. С. 50-57.
13.	Водогрецкий В.Е. Влияние агролесомелиораций на годовой сток. Л.: Гидрометеоиздат, 1979. 184 с.
14.	Бобровицкая Н.Н. Эмпирический метод расчета смыва со склонов // Сток наносов, его изучение и
географическое распределение. Л.: Гидрометеоиздат, 1977. С. 202-211.
15.	Wischmeier W.H., Smith D.D. Predicting rainfall erosion losses from cropland east of Rocky Mountain // Agric.
Handbook # 282. Washington, 1965. 48 p.
16.	Ларионов Г.А. Эрозия и дефляция почв: основные закономерности и количественные оценки. IVJ.: Изд-во
МГУ, 1993. 200 с.
17.	Wischmeier W.H., Jonson С.В., Cross В.А. A soil erodibility nomograph for farmland and construction sites //
J. Soil and Water Conservation. 1971. V. 26. P. 131-137.
18.	Ларионов Г.А. Методика средне- и мелкомасштабного картографирования эрозионно опасных земель //
Актуальные вопросы эрозиоведения. М.: Колос, 1984. С. 41-65.
19.	Сластихин В.В. Вопросы мелиорации склонов Молдавии. Кишинев: Картя Молдовеняска, 1964. 212 с.
20.	Ларионов Г.А., Краснов С.Ф. Гидрофизическая концепция эрозии почв // Почвоведение. 1997. № 5.
С. 541-548.
21.	Liu B.Y., Nearing М.А., Rissie L.M. Slope gradient effects on soil loss for steep slopes // Trans. ASAE. 1994.
№ 36. P. 1835-1840.
22.	Wischmeier W.H., Smith D.D. Predicting rainfall erosion losses // Agric. Handbook # 537. Washington, 1978.
65 p.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	13.01.98
ADJUSTMENT OF MELT WATER EROSION MODEL OF THE STATE
HYDROLOGICAL INSTITUTE FOR EROSION CONTROL PROJECTING
G.A. LARIONOV, N.G. DOBROVOL'SKAYA, S.F. KRASNOV
Summary
Verification of Russian erosion models, using for evaluation of landloss by melt water runoff, showed that the best
results may be obtained by the equation of SHI, though it can't be used for soil protection projecting. We have
improved this equation to exclude this defect. For this purpose the function of the slope length was given as an explicit
one, the new slope gradient factor was included, the slope runoff was used instead of river's one, the soil erodibility
was evaluated more accurately, the impact of slope gradient and granulometric composition of soil on the runoff
coefficient was taken into account.
49

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
JNfe 4
октябрь-декабрь
1999
НАУЧНЫЕ СООБЩЕНИЯ
УДК 551.4.037 : 550.349.4(235.223)
©1999 г. Б.П. АГАФОНОВ
ДЕНУДАЦИЯ СКЛОНОВ ПРИ СЕЙСМОВОЗДЕЙСТВИЯХ УМЕРЕННОЙ
ИНТЕНСИВНОСТИ
(на примере Тункинского землетрясения 1995 г.)1
Чувствительность склонов к сейсмотолчкам обусловливается тем, что образующийся на
них в результате выветривания пород рыхлый материал постоянно готов к смещению, и
иногда достаточно небольшого сейсмоимпульса, чтобы вывести его из состояния равно¬
весия. В других случаях для сдвига потребуются более интенсивные сейсмотолчки, а какие-
то породы могут прийти в движение только от катастрофических землетрясений. Вот эти-
то свойства склонов ц следует использовать в качестве геодинамических индикаторов
землетрясений не только высокобалльной, но и умеренной, а подчас и слабой интен¬
сивности [1].
Для фактического подтверждения чуткой сейсмоиндикационности склонов необходимы
специальные тщательные полевые исследования на выбранных для этого территориях как
до землетрясений, так и сразу после них, с применением некоторых специфических мето¬
дических приемов. Подробные систематические обследования территорий до землетрясения
желательны для того, чтобы заранее выявить участки склонов, где следует ожидать
сейсмогенные подвижки горных пород, а также зафиксировать следы произошедших там
свежих срывов грунта, чтобы затем сразу же отделить их от вновь возникших сейсмогенных
смещений или рыхлых масс.
Одним из таких объектов, где в последние годы мною велись систематические геомор¬
фологические наблюдения, является бассейн р. Кынгарги, которая дренирует южный склон
хребта Тункинские Гольцы.
30 июня 1995 г. в 8 ч 02 мин по местному времени произошло землетрясение с
эпицентром 51,75° с.ш. и 102,76° в.д. в Тункинской впадине в 28 км юго-восточнее курорта
Аршан и выхода р. Кынгарги из гор. Магнитуда землетрясения 5,9, энергетический класс
14,5, интенсивность в эпицентре 7 баллов, гипоцентр находился на глубине приблизительно
10 км. В пос. Аршан интенсивность этого землетрясения оценивается в 6-7 баллов (все
вышеприведенные сейсмологические данные предоставлены С.И. Голенецким). Объект
нашего исследования - горная часть бассейна р. Кынгарги длиною 8 км находится севернее
пос. Аршан, т.е. дальше от эпицентра, и интенсивность его сейсмического сотрясения,
очевидно, не превышала 6 баллов.
Наиболее интенсивно на землетрясение 30 июня 1995 г. отреагировали склоны в зонах
пересечения разломов и, прежде всего, в суженном участке долины (участок № 1) про¬
тяженностью около 1,9 км к северу от 7-метрового водопада (рисунок). Высота бортов
долины достигает здесь 200-250 м. Характерные особенности склонов этого участка,
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (код проекта 98-05-64287) и ФЦП "Интеграция”
(проект 5.1).
50

обусловившие особую податливость к сейсмовоздействию, связаны с их положением в зоне
пересечения двух разломов [2, 3].
Склоны бассейна р. Кынгарги отреагировали на Тункинское землетрясение преиму¬
щественно обвальными, реже обвально-осыпными процессами. Это можно объяснить тем,
что землетрясению предшествовали длительные засушливые погодные условия и склоновые
отложения потеряли влагу, что не благоприятствовало образованию сплывов, склоновых
селей, оползней.
Обвалились преимущественно нависающие, повышенно трещиноватые участки скальных
обрывов, часто подсеченных в основании наклоненными в сторону реки трещинами, а
также субвертикальных обнажений рыхлых толщ. Всего на рассматриваемом 1900-мет¬
ровом каньонообразном участке долины образовалось семь обвалов: четыре - с правого и
три с левого склона. О возникновении их именно после Тункинского землетрясения гово¬
рили свежеповаленные деревья, сбитые с них ветви с незасохшей листвой, наличие под
обрушившимися обломками горных пород свежепримятой кустарниково-травяной расти¬
тельности. Учитывались также свидетельства местных жителей и отдыхающих о появле¬
нии следов этих обвалбв именно после сейсмических событий 30 июня 1995 г. В основном
обвалы небольшие. Два сравнительно крупных обвала с левого борта долины, находящиеся
в 35-40 м друг от друга, наполовину перегородили русло р. Кынгарги. Ширина реки на
участке их обрушения всего 9 м. Эти обвалы образовались в результате обрушения
ослабленных трещиноватостью скальных участков склона. Сорвавшиеся примерно с 120-
130-метрового скального уступа крутизной 80° массы пород обрушились на нижерас-
положенную густо залесенную часть склона крутизной от 40 до 50°, оставив полосы сбитых
деревьев ("прочесы" в лесу). Ширина "прочесов" на скалистой стенке изменяется от 13 до 20
м, а ниже на более пологом участке - от 8 до 12 м.
У подножия скалистого обрыва, где крутизна поверхности резко уменьшается до 35-40°,
задержалась основная часть обвалившегося материала (559 м* или 67%) и более половины
всех сбитых обвалом деревьев (68 экземпляров). Стволы, ветви и вывороченные корни
деревьев легли внахлест и послужили своеобразной арматурой, способствовавшей задер¬
жке здесь рыхлого материала. Ниже по склону вплоть до русла р. Кынгарги продолжа¬
ется полоса сбитых деревьев с чередованием поверхностных срывов почвенно-дерново¬
го покрова на глубину до 0,5 м и нагромождений смеси почвы, стволов деревьев,
отломанных веток, мха. У подножия склона из обвального материала сформировались
конусы выноса, упершиеся фронтальной частью в русло р. Кынгарги и наполовину
перегородившие ее.
Кроме того, в результате этих обвалов в русло попало много отдельных глыб. Наиболее
крупные из них вместе со сбитыми со склона стволами деревьев выброшены на проти¬
воположный правый берег реки. Самые крупные глыбы достигают размера 3,5 м X 2 м X
X 1,7 м. Глыба 1,3 м X 1 м X 0,7 м заброшена на крутой противоположный берег на высоту
1,2 м над урезом рекй на расстояние 5 м от береговой линии. А обломки пород до 30 см в
поперечнике оказались на противоположном склоне на высоте от 3 м над урезом реки в 5 м
от берега. Всего в русло реки и на ее берега этими двумя обвалами принесено 187 м3
обломочного материала с участка склона площадью около 14000 м2 (при расчете площади
посредством детального профилирования склона учтены мелкие неровности поверхности).
Средний слой денудационного срезания на этом участке соответственно достиг 13,4 мм
практически за несколько секунд сейсмического воздействия умеренной интенсивности.
Если учесть площадь, непосредственно затронутую обвалами, без поверхности склона
между ними, по которой прокатились только отдельные обломки пород, то денудационное
срезание составит более 2 см. На первый взгляд величины эти не производят особого
впечатления. Но следует иметь в виду, что это практически мгновенная денудация. Для
денудационного срезания склонов на такие величины не сейсмогенными процессами
потребовались бы десятки лет, о чем свидетельствуют, например, данные М.И. Ивероновой
по Тянь-Шаню [4], И.Н. Рашбы по Западному Саяну [5], В.А. Хрисанова по Кавказу [6] и
многих других исследователей. Учитывая, что часть обвального материала задержалась по
пути движения, получаем, что на данном участке склона землетрясением было приведено в
движение около 900 м3 грунта.	^
Если в результате рассмотренных двух обвалов значительная часть обломков (21%) была
снесена к подошве склона, в русло реки, то материал следующего подобного обвала с того
же левого борта, образовавшегося в 70 м выше по течению Кынгарги, почти весь (не менее
345 м3 грунта) отложился на резком перегибе поверхности склона у основания субвер-
51

(б); 2 - 2-й участок с 40-метровыми бортами, обрушились небольшие порции обломочного материала: около
34 м3 (а) и 3,5 м3 (б); 3 - обнажения цокольных террас (3-й участок), общий объем обрушившегося рыхлого
материала 180 м3; 4 - 4-й участок - скалистый обрыв высотой около 200 м, объем обрушившегося
материала с его восточной оконечности (я) 420 м3, а с остальной части (6) 148 м3; 5 - 5-й участок -
выпадение одиночных глыб из береговых обрывов: а - наиболее интенсивное (в сумме около 33 м3), б - сла¬
бое (около 12 м3), в - предполагаемое слабое; 6 - обвалы глыб из стенок каров (в сумме 1190 м3); 7 -
склоны: а - крутизной 25-40° с редкими обвалами глыб и микроподвижками рыхлого материала в гольцах, б
- с еще более редкими теми же процессами на залесенных и задернованных поверхностях; 8 - русла р.
Кындарга и ее притоков; 9 - водопад высотой около 7 м; 10- бровки стенок каров; 11 - зона Тункинского
разлома; 12 - направление на эпицентр Тункинского землетрясения; 13 - паводково-селевый конус выноса;
14 - местоположения эпицентра Тункинского землетрясения 30 июня 1975 г. (а) и горной части долины
р. Кынгарга (б) (на схеме)
52

тикального скального уступа. К основанию склона было вынесено всего 33 м3 обломков
горных пород. В целом, на левом борту рассматриваемого участка долины в результате
трех обвалов было вовлечено в смещение 1268 м3 обломочного материала и примерно
пятая часть его, около 220 м3, достигла подножия склона.
Другие четыре обвала на правом борту этого суженного участка долины по характеру
зарождения и смещению обломочного материала аналогичны только что описанным. По¬
этому нет особой необходимости охарактеризовывать их по отдельности. Следует лишь
сказать, что они гораздо меньше по объему, но несмотря на это оставили также заметные
следы в виде поломанных деревьев или эродированного слоя почвы. Этими обвалами на
правом склоне приведено в движение всего лишь 47 м3 рыхлого материала, из которых не
менее 2 м3 в виде отдельных глыб вынесено к основанию склона и в р. Кынгаргу.
Общий объем обвалившихся и вовлеченных в движение рыхлых масс, суммируя все семь
отмеченных обвалов на этом участке долины, составил 1315 м3, при этом со склонов
полностью было удалено только 222 м3 обломочного материала.
Суженный участок продолжается и ниже по течению 7-метрового водопада (рисунок), но
эту часть долины длиной около 315 м следует рассматривать как особый район (участок 2).
Здесь долина врезана в более низкую тектоническую ступень и ее борта соответственно
возвышаются над днищем всего на 40 м. Из-за их сравнительно малой высоты сейсмотолчок
вызвал лишь осыпание отдельных порций обломков из зон повышенной трещиноватости
пород и падение небольших глыб с нависающих уступов скальных склонов. Как и на первом
участке, здесь четко выражена асимметрия в сносе материала. С левого склона ущелья
обрушилось около 34 м3 обломков пород, а с правого только 3,5 м3 грунта, хотя по мор¬
фологии, крутизне и высоте они мало чем отличаются друг от друга. Денудационное
срезание поверхности бортов соответственно также не одинаково. Принимая в расчет
не весь обвалившийся материал, а только скатившийся на днище, получаем, что левый
борт ущелья общей площадью 12600 м2, денудировался в среднем на 2,2 мм, а аналогич¬
ный правый - всего на 0,2 мм. Если в рассчитанные величины внести поправки на
неровности поверхности бортов, составляющие здесь не менее 20%, то денудационное
сейсмогенное срезание соответственно снизится для левого склона до 1,8 мм, а правого - до
0,15 мм.
Ниже по течению реки можно выделить еще один специфический район - участок 3
(рисунок). В нем на Тункинское землетрясение среагировали обнажения селевых галечно¬
валунных отложений и залегающих под ними сильно выветрелых, местами до состояния
коры выветривания, мраморов. Гарантировать, что все свежескатившиеся с обнажений
обломки пород связаны с только что произошедшим Тункинским землетрясением, твердых
оснований нет, поскольку обрывы не покрыты растительностью. По крайне осторожной
оценке, в этом районе от воздействия землетрясения обрушилось в сумме с обоих обнаже¬
ний на левом и правом бортах долины около 180 м3 грунта.
Четвертый район (участок 4), где в значительной степени проявились обвалы, спро¬
воцированные Тункинским землетрясением, находится на левом борту первого со стороны
Тункинской впадины крупного левого притока р. Кынгарги (рис.), в 500 м от его устья. Этот
участок скального обрыва, протянувшегося с запада на восток на 370 м, его ширина 200 м.
Интенсивное сейсмогенное "оживление" склона здесь также не случайна. Непосредственные
наблюдения показали, что активизировавшийся участок склона находится в зоне повы¬
шенной тектонической раздробленности пород, для которой характерно образование
преимущественно плитчатых блоков.
В целом этот очаг сейсмогенной активации экзогенных процессов имеет форму
амфитеатра, ^обрамленного отвесной скальной стеной высотой около 80-100 м. У ее
подножия сформировался обвально-осыпной шлейф длиной 100-150 м, крутизной 45°.
Трещины, отсекающие плитчатые блоки пород, особенно наглядно выражены на боковых
окраинах амфитеатра. Так, на его западной окраине скалистая стенка на всю 70-80-мет¬
ровую высоту расчленена серией параллельных субвертикальных зияющих трещин, кото¬
рые отделяют крупные блоки мрамора, отседающие в северном направлении. Плоскости
трещин ориентированы с востока на запад, а ширина достигает 1-3 м. Подобные блоки, но
меньших размеров, хорошо видны и в восточной части амфитеатра. Здесь наряду с
вертикальными трещинами субширотного простирания выделяется еще одна система
трещин, подсекающая субвертикальные блоки. Плоскости их наклонены в сторону падения
склона под углом 50-55°, что благоприятствует обрушению блоков пород. Именно на
во строчной окраине амфитеатра образовалось наибольшее число свежих ниш срыва с на¬
висающих участков скального обрыва и сформировался слой свежевынесенного обвального
53

материала толщиной на разных участках от 0,1 до 1 м, длиной 45 м, шириной от'5 до 17 м,
объемом около 420 м3. Более интенсивному разрушению восточной части амфитеатра в
значительной степени благоприятствовало и ортогональное направление вектора передачи
к ней сейсмической энергии Тункинского землетрясения (рисунок).
На всем остальном пространстве амфитеатра обвалились небольшие порции глыбового
материала и отдельные глыбы общим объемом около 148 м3. По пути они также повредили
растительность, покрывавшую обвально-осыпной шлейф и днище долины.
Общая сумма обвалившегося грунта в рассматриваемом очаге составила 568 м3. Площадь
скальной стенки, с которой обвалился этот материал, - не менее 36000 м3. Соответственно
денудация этой скальной поверхности вследствие Тункинского землетрясения в средней
равна 15,8 мм. Скальная стена, однако, повсеместно осложнена нишами селективной
денудации. Поэтому ее площадь, рассчитанную по топографической карте, можно
увеличить по визуальной оценке еще примерно на 30%. Соответственно сейсмогенная
денудация от Тункинского землетрясения не превысит 12,1 мм.
Пятый участок (рисунок) - подмытые в основании во время паводков скальные откосы
вдоль русла р. Кынгарги и ее притоков, с которых во время Тункинского землетрясения
обвалились одиночные глыбы или порции обломков горных пород. По всей длине
р. Кынгарги (без основного правого притока, где активизация процессов количественно не
учитывалась) таких вывалов насчитывалось около 13, общий объем материала в них всего
45 м3. Как и в предыдущих трех районах, значительно интенсивнее отреагировал на Тун-
кинское землетрясение левый борт долины р. Кынгарги, с которого обвалилось 33 м3, а с
правого только 12 м3.. Возможно, что правые склоны оказались в какой-то мере изоли¬
рованными от сотрясения глубокими зонами разломов (своеобразным изоляционным
разрыхленным слоем), вдоль которых врезаны русла речных долин.
Особый район, где вначале ожидалась значительная активизация обвалов из-за наличия
там высоких отвесных скальных стенок, - кары в верховьях р. Кынгарги и ее притоков. С
некоторой долей условности удалось ориентировочно оценить, что здесь во время Тунки¬
нского землетрясения могло обрушиться не более 1190 м3 глыбового материала.
На остальной горной части бассейна р. Кынгарги с менее крутыми склонами (25-40°)
могли проявиться незаметные на глаз сейсмогенные микроподвижки грунтов.
В целом в бассейне р. Кынгарги Тункинское землетрясение привело в движение не мецее
3320 м3 обломочного материала, не считая микроподвижек грунтов и смещений в выбоинах
при ударах обрушившихся глыб о землю. Из этого количества к руслу Кынгарги и ее
притоков вынесено 331 м3 (10%) продуктов разрушения горных пород. Ближайшим селем
они могут быть вынесены из гор во впадину. Если разделить это количество вещества на
общую площадь склонов горного участка бассейна р. Кынгарги, равную примерно 40 км2,
то средняя величина денудационного среза составит 8,3 мкм. Важно иметь в виду, что все
это произошло в течение нескольких секунд.
Получается, что буквально за секунды сейсмического воздействия умеренной ин¬
тенсивности горные породы разрушаются и смещаются на такие величины, для достижения
которых в условиях обычной, не сейсмогенной деструкции и сноса потребовались бы годы.
Эта сторона деятельности умеренных землетрясений очень важна, она слабо выявлена и
еще не учитывалась в теоретических исследованиях и построениях моделей эволюции скло¬
нов - чрезвычайно чутких к сейсмовоздействиям элементов рельефа.
Заслуживает внимания закономерность асимметричного распределения обвалов грунто¬
вых масс (рисунок). В обследованном речном бассейне на землетрясение интенсивнее
среагировали левые (восточные и юго-восточные) борта долин. Это зафиксировано на всех
участках, Где удалось сравнительно точно определить объемы снесенного во время зем¬
летрясения обломочного материала (участки 1, 2, 4, 5 на рисунке). Асимметрию эту вполне
правомерно объяснить нахождением источника сейсмической энергии и соответственно
подходом сейсмоволн к долине р. Кынгарги с юго-восточной стороны. В результате
непосредственному сейсмоволновому удару подверглась вся поверхность левого склона
долины. А противоположный правый склон оказался изолированным от его прямого воз¬
действия глубоким эрозионным врезом.
В других долинах, где, к сожалению, не удалось провести подробные исследования,
также активизировались склоновые процессы. Осыпание отдельных порций обломков из
зон повышенной трещиноватости пород и падение небольших глыб с нависающих уступов
скальных склонов наблюдались мною при посещении района долины р. Толты на выходе ее
из гор. А жители пос. Тагархай заметили с расстояния около 14 км, что над падью Бурун-
Хандагай во время Тункинского землетрясения 1995 г. взвилось облако пыли, что сви¬
54

детельствует- об образовании довольно крупного обвала. От эпицентра землетрясения
пыльное облако находилось приблизительно в 40 км. Это дает основание полагать, что ино¬
гда незначительные по силе сейсмотолчки могут служить своеобразными "детонаторами”
для срыва значительных по объему неустойчиво залегающих на крутых склонах грунтовых
масс.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1 .Агафонов Б.П., Кочетков В.М., Филиппов В.М. и др. К вопросу об изучении экзогеодинамических
процессов, вызванных умеренным сейсмическим воздействием // Сейсмические свойства грунтов. М.:
Наука, 1995. С. 98-104.
2. Львов А., Кропачев Г. Краткий отчет о результатах исследования "Аршана", проведенного по поручению
Восточно-Сибирского Отдела Географического общества и Общества врачей // Изв. Вост.-Сиб. Отдела
Императ. Русск. географ, об-ва. Изд-е распорядит. Ком-та Отдела. Иркутск: Типогр. Иркутск. Товар-ва
печати, дела, 1910. Т. 40. С. 41-77.
13. Уфимцев Г.Ф. Геоморфологические экскурсии в Прибайкалье. Тункинская долина. Иркутск: Изд-во Ир¬
кутск, ун-та, 1991. 42 с.
4.	Иверонова М.И. Опыт количественного анализа процессов современной денудации // Изв. АН СССР.
Сер. геогр. 1969. ■№ 2. С. 13-24.
5.	Рашба И.Н. Денудация склонов в гольцовом пояса Западного Саяна // Процессы современного релье-
фообраЗования в Сибири. Иркутск: Ин-т географ. Сиб. и Д.В., 1978. С. 69-86.
6.	Хрисанов В.А. Масштабы современной денудации Кавказа // Геоморфология. 1979. № 4. С. 81-85.
ИЗ К СО РАН, Иркутск	Поступила в редакцию
23.09.97
SLOPE DENUDATION UNDER MODERATE SEISMIC IMPACT
(TUNKIN EARTHQUAKE IN 1995 AS AN EXAMPLE)
B.P. AGAFONOV
Summary
Quantitative estimation of seismogenic denudation is a relatively new problem, which is on initial stage of its
development. It was firstly shown in this work (for the Tunka earthquake, June 30, 1995) that earthquake of moderate
intensity (force 6) causes the denudation of the slopes in the vicinity of active faults. Seismo-gravitational processes
remove from the surface the layer up to 12-13 mm in thickness. This denudation occurs during few seconds of seimic
event, while the same effect due to normal processes would take years.
55

УДК 551.432:551.242.1(-924.72)
© 1999 г. Т.П. БЕЛОУСОВ, С.В. ЭНМАН
МОРФОСТРУКТУРНЫЙ ПЛАН И ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ
СТАВРОПОЛЬСКОЙ ВОЗВЫШЕННОСТИ НА ЧЕТВЕРТИЧНОМ
И СОВРЕМЕННОМ ЭТАПАХ РАЗВИТИЯ1
Положение Ставропольской возвышенности в современном морфоструктурном плане
Предкавказья. На территории Центрального Предкавказья к северу от максимально под¬
нятого водораздела Большого Кавказа располагается Ставропольская возвышенность.
Абсолютные высоты в ее пределах с юга на север плавно уменьшаются от 600-800 до 100-
200 м. В сторону долин Кубани и Кумы ее поверхность более резко снижается до 50-150 м.
На крайнем севере Ставропольская возвышенность ограничена Манычским долино¬
образным понижением, простирающимся в кавказском (ЗСЗ) направлении. Его ширина до¬
стигает 50 км при общей длине около 400 км. Гипсометрические отметки днища Манычс-
кого понижения не превышают 100 м. К югу от возвышенности в районе Минераловодской
седловины отметки рельефа также понижены, составляя 400-500 м.
Ставропольская возвышенность разделена субмеридиональной долиной р. Калаус на две
примерно равные части. Наиболее приподнята из них западная, где высоты рельефа на юге,
в районе горы Стрижамент, достигают 831 м, а на остальной территории варьируют от 250
до 600 м. Восточная часть возвышенности на большей территории имеет абсолютные
отметки от 200 до 500 м и лишь в узкой субмеридиональной полосе вдоль правого (во¬
сточного) борта долины Калауса они достигают 650 м. На восточной окраине возвы¬
шенности повсеместно развиты ЗСЗ ориентированные линейные формы рельефа (ложбины,
увалы и др.). Они характеризуются округлыми очертаниями, придающими земной поверх¬
ности уникальный "гофрированный" облик (рис. 1).
В структурном отношении Ставропольская возвышенность отвечает приподнятой части
предкавказского сегмента Скифской плиты, называемой Ставропольским сводом [1]. По¬
следнему свойственно высокое гипсометрическое положение фундамента (-1500 —2500 м)
и мезозой-кайнозойских горных пород. Фундамент свода представлен темносланцевым
комплексом отложений девона-нижнего карбона, разбитым сложной системой продольных
и поперечных разрывных нарушений. Подвижки по ним оказали существенное влияние на
строение осадочного чехла, разрез которого в пределах центральной части свода начина¬
ется нижним мелом и заканчивается отложениями верхнего миоцена. На его крыльях
разрез венчается осадками среднего миоцена-плейстоцена.
В новейшем структурном плане региона Ставропольский свод, морфологически пред¬
ставляющий собой пологую положительную структуру, располагается между Азово-Кубанс¬
кой и Терско-Кумской неотектоническйми впадинами. По фундаменту и в мезозойском
комплексе он ограничен прогибами, осложненными флексурно-разрывными зонами. Се¬
верный из них, известный под названием Манычского прогиба, активно развивается с
поздней перми-триаса. На новейшем этапе вдоль него образовалась система узких при¬
разломных грабенов. Судя по интенсивному молодому заболачиванию, отдельные участки
грабенообразного прогиба испытывают дифференцированные опускания и в голоцене.
Некоторые исследователи рассматривают Манычский прогиб и систему ограничивающих
его разломов в качестве элементов Сарматско-Туранского линеамента, отделяющего Пред¬
кавказье от Донецко-Каспийской зоны Скифской плиты [2]. С юга Ставропольский свод
контролируется системой Предкавказских передовых прогибов, осложненных нарушениями
взбросо-надвигового типа. В современной структуре Центрального Предкавказья активно
развиваются Восточно-Кубанский и Чернолесский прогибы, разделенные Минераловодским
выступом фундамента [2].
Восточно-Кубанский прогиб, характеризующийся асимметричным строением, представ¬
ляет собой отрицательную структуру, широко открывающуюся к ЗСЗ. Наиболее активно
он развивался в олигоцене, являясь частью Индоло-Кубанского передового прогиба. С
конца миоцена прогиб активно втягивается в общее воздымание Большого Кавказа и
Ставропольского свода. При этом он отстает от них в подъеме, оставаясь областью отно¬
сительного прогибания. Его восточное замыкание происходит в районе Минераловодского
1 Работа выполнена при частичной финансовой поддержке РФФИ (проект № 96-05-65212).
56

Рис. 1 Схема современного морфоструктурного плана Предкавказья
1 - изолинии "идеального" рельефа, м; 2 - глубинные и крупные региональные разломы, выраженные в современном рельефе
<1

выступа фундамента, представляющего собой перемычку между передовыми прогибами [1,
2]. К ВЮВ от этой перемычки в современной структуре региона выражен Терско-Кас¬
пийский передовой прогиб, располагающийся в южной части Терско-Кумской впадины. Его
крайняя западная часть называется Чернолесским прогибом.
Структурный план платформенного чехла Ставропольского свода и сопредельных об¬
ластей прогибания определяется региональными разломами кавказского простирания. В
пределах рассматриваемой территории наиболее крупными являются Северо-Манычский,
Южно-Манычский, Армавиро-Нагутский и Черкесский дизъюнктивные образования. Среди
них в рельефе региона хорошо выражен Армавиро-Нагутский разлом, трассируемый вдоль
южного склона Южно-Ставропольского приразломного вала, осложняющего южную часть
свода. Система продольных разломов осложнена поперечными разрывными нарушениями,
степень активности которых возрастает по мере приближения к центральной части
Ставропольского свода (рис. 1),
К югу от Ставропольского свода располагается северное крыло центральной части Боль¬
шого Кавказа. В его пределах мезозой-кайнозойские отложения монотонно наклонены под
углами от 4 до 10° в ССВ и С направлениях. В литературе эта территория известна как Се¬
веро-Кавказская (Лабино-Малкинская) моноклиналь, или как Эльбрусско-Минераловодская
область Северного Кавказа [3]. В структурном отношении она размещается в пределах
Северо-Кавказского краевого массива, являющегося относительно поднятым блоком
Скифской плиты.
Методика изучения четвертичных вертикальных тектонических движений Ставро¬
польского свода и сопредельной территории включала в себя широкий комплекс геолого-
геоморфологических приемов, применяемых как в камеральных, так и в экспедиционных
условиях. Камеральные работы были направлены на детальный анализ неотектонических и
геофизических данных, собранных в предшествующие годы. По четвертичной тектонике и
геоморфологии Центрального Предкавказья наиболее полные сведения почерпнуты. из
публикаций С.К. Горелова [4], Г.И. Рейснера и Б.М. Богачкина [5].
Нами полевые неотектонические исследования в рассматриваемом регионе проводились
в 1992-1996 гг. Они охватывали центральные части Предкавказья и Северного Кавказа [6],
для которых были установлены основные закономерности их развития на неотектони-
ческом этапе геологической истории. Успешному проведению полевых исследований спо¬
собствовал целенаправленный анализ топографических карт, космических и аэрофотосни¬
мков территории, позволивший построить схемы современного морфоструктурного плана
Предкавказья (рис. 1) и Ставропольского, свода. При этом за основу были приняты из¬
вестные представления И.П. Герасимова и Ю.А. Мещерякова о том, что большинство гор¬
ных хребтов и других положительных форм поверхности Земли относятся к морфо¬
структурным элементам. Под мбрфоструктурой понималась крупная форма рельефа,
возникшая в результате взаимодействия эндогенных и экзогенных факторов при ведущей
роли тектонических движений земной коры [7, 8].
Для выделения современных морфоструктур использовался геолого-геоморфологи¬
ческий анализ, главная задача которого состояла в изучении новейшей истории и эволюции
структурных элементов земной коры на основе данных о рельефе и строении неоген-
четвертичных отложений. По топографическим картам масштабов 1:2500000 и 1:500000
были выполнены схемы современных морфоструктурных планов Предкавказья (рис. 1) и
Ставропольского свода. На отдельные участки свода, характеризующиеся сложным гео¬
логическим строением, построены карты м-ба 1:100000 и 1:200000. На начальной стадии
исследований было составлено несколько вариантов схем рельефа, в становлении форм
которого основную роль играли тектонические процессы. Постепенное исключение эк¬
зогенных геоморфологических образований позволило с той или иной степенью дос¬
товерности выделить крупные морфоструктурные элементы, развитие которых было
обусловлено, в основном, проявлением новейших тектонических движений. Их графическое
отображение на схемах осуществлялось путем рисовки морфоизогипс, представляющих
собой обобщенные горизонтали топографических карт соответствующего масштаба.
Основным содержанием схем морфоструктурного плана является рисунок "идеального"
рельефа, который был бы присущ земной поверхности Предкавказья и Ставропольского
свода после проявления новейших тектонических движений, но при отсутствии эрозионно¬
денудационных и седиментационных процессов. Наряду с морфоизогипсами на схемах
отображены крупные разрывные нарушения, выраженные на топографических картах.
В процессе полевых исследований схемы современных морфоструктурных планов
уточнялись и дорабатывались. Особенно тщательно с помощью геолого-геоморфоло¬
58

гических методов проверялись местоположение и активность разломов. Основными крите¬
риями при установлении и изучении разрывных нарушений являлись:
1.	Линейная вытянутость в современном рельефе уступов и их систем, а также разно¬
образных деформаций поверхностей выравнивания, террасовых уровней, неоген-четвертич-
ных отложений и других геоморфологических и стратиграфических уровней.
2.	Спрямленность речных долин и их участков, развитие систем коленообразных изгибов
русел рек, прямолинейность других аккумулятивных и эрозионных образований.
3.	Приуроченность к линейно ориентированным зонам истоков рек, родников, мине¬
ральных источников, необычных или обильных почвенных и растительных разновидностей
или других гидрогеологических и ботанических аномалий.
4.	Концентрация в линейные зоны гравитационных образований и других палеодисло¬
каций рельефа разного генезиса.
Для установления основных закономерностей неотектонического развития Ставро¬
польского свода и сопредельной территории нами построены количественные схемы тек¬
тонических движений региона за неоген-четвертичное и четвертичное время. Они
составлены в изолиниях и отображают итог деформаций земной поверхности под воздейст¬
вием вертикальной составляющей тектонических движений за соответствующие интервалы
геологического времени. Наиболее сложной операцией при построении таких схем является
количественная оценка тектонических движений. Она основывается, как известно, на
анализе первоначальных, последующих и современных гипсометрических положений опор¬
ных стратиграфических и геоморфологических уровней. При составлении схем новейших
движений Большого Кавказа и Предкавказья за опорный геоморфологический уровень в
большинстве ранее опубликованных работ принималась поверхность денудационного
рельефа позднемиоценового возраста. Так, одну из карт неотектонических деформаций
Кавказского региона и Предкавказья за это время еще в 1968 г. представил Е.Е. Ми-
ланоВский [2]. Для Центрального Предкавказья на основе таких же принципов составлены
схемы и карты тектонических движений Г.А. Масляевым, И.Н. Сафроновым, Н.А. Сягае-
вым, А.А. Чистяковым и А.Ф. Якушевой. В последние годы исследования в этом направ¬
лении активно проводятся сотрудниками НПО "Севкавгеология". Необходимо подчеркнуть,
что большинство этих карт и схем с помощью изобаз показывают результат нео¬
тектонических деформаций территории, начиная лишь с позднего сармата по совре¬
менность включительно. Нами для Центрального Предкавказья составлена схема неотекг
тонических вертикальных движений, при количественной оценке которых за опорный
уровень взята поверхность майкопской толщи олигоцен-раннемиоценового возраста. В
данной работе анализ этой схемы нами не проводится, но закономерности, установленные
на основе ее анализа, учитываются.
Согласно представлениям Л.А. Варданянца [9] основную роль в формировании рельефа
Кавказа и Предкавказья сыграли четвертичные воздымания, которые активно проявились
после эпохи выравнивания в конце позднего плиоцена-начале плейстоцена. Примерно такие
же взгляды высказывал В.Е. Хайн, по мнению которого в конце апшерона (конец позднего
плиоцена) в этом регионе произошло резкое усиление восходящих тектонических движений
[10]. Результаты анализа закономерностей эрозионной деятельности и особенностей
современного рельефа региона позволили нам согласиться с представлениями Л.А. Вар¬
данянца и В.Е. Хайна. Поэтому количественная оценка четвертичных вертикальных
тектонических движений Центрального Предкавказья была произведена нами на основе
анализа деформаций кровли апшеронских отложений. Ее первоначальное гипсометри¬
ческое положение было, по-видимому, близким к уровню мелководного моря. Согласно
литературным данным поверхность центральной части Ставропольского свода в конце
плиоценц несколько возвышалась над уровнем апшеронского бассейна, подвергаясь слабо¬
му воздыманию. По предположению Е.Е. Милановского высота этой суши, по-видимому, не
превышала 200-300 м [2]. Современное гипсометрическое положение кровли отложений в
местах выхода ее на дневную поверхность устанавливалось по геологическим и топо¬
графическим картам. В пределах закрытой равнинной территории оно было оценено на
основе анализа данных буровых работ. Использовались также палеогеографические карты
Центрального Предкавказья и данные о мощностях четвертичных отложений. Так, по
восточной части Ставропольского свода и сопредельной территории наиболее полные
сведения содержатся в работе А.Ф. Якушевой, Н.А. Сягаева и А.А. Чистякова [11].
В пределах крайней северной части Северо-Кавказской моноклинали в конце плиоцена
обширные площади были заняты слабонаклонными аллювиальными подгорными равнинами
[12]. Их останцы хорошо сохранились в современном рельефе на абсолютных высотах 600-
59

Рис. 2. Карта четвертичных вертикальных тектонических движений Ставропольской возвышенности и
сопредельной территории
1000 м к западу от г. Баксана и верховьев долины Кубани, а также к юго-востоку от
г. Ессентуки. На основе палеогеографических данных предполагается, что первоначально
высоты подгорной равнины в этом районе, как и в центральной части Ставропольского
свода, не превышали 300 м. Территория, лежащая южнее, представляла собой область
сноса, которая подвергалась слабому эрозионному расчленению. Врез долин плиоценового
возраста перед началом четвертичного времени составлял здесь первые сотни метров [5].
Значения амплитуд четвертичных движений, установленные нами для Центрального
60

1 - изолинии амплитуд четвертичных вертикальных тектонических движений, м; 2 - лакколиты; 3 -
глубинные и крупные региональные разломы, активные на четвертичном этапе развития
Предкавказья, сопоставлялись с данными, полученными Л.А. Варданянцом [9], Г.А. Мас-
ляевым [13], С.К. Гореловым [4], Г.И. Рейснером и Б.М. Богачкиным [5]. Окончательные
результаты количественной оценки их вертикальной составляющей были отображены в
виде карты изолиний амплитуд, рисунок которых показал суммарный итог тектонической
деформации земной поверхности Ставропольского свода и сопредельной территории за
интервал времени с конца плиоцена по голоцен включительно (рис. 2). На карте наряду с
изолиниями представлены также наиболее крупные разрывные нарушения, которые, по
61

нашему предположению, проявлялись в плейстоцене и голоцене. Их активность, как уже
отмечалось, устанавливалась на основе структурной интерпретации содержания топогра¬
фических карт, космических и аэрофотоснимков [4, 14, 15 и др.], а также при полевом
изучении деформаций поверхностей выравнивания и террасовых уровней четвертичного
возраста. Для этого проводилось картирование поверхностей выравнивания и других
геоморфологических уровней, имеющих площадное распространение. Особое внимание
уделялось обследованию речных долин и выявлению закономерностей их строения, что
позволило нам по некоторым крупцым долинам Центрального Предкавказья и сопре¬
дельной территории составить продольные профили речных террас. Детальный анализ этих
профилей, а также данных, полученных по долинам центральной части Северного Кавказа
Г.И. Рейснером и Б.М. Богачкиным [5], дал нам возможность протрассировать активные
разрывные нарушения на значительные расстояния и отобразить их на соответствующей
схеме.
Четвертичные вертикальные тектонические движения. С конца апшеронского времени
Центральное Предкавказье, за исключением его крайних северных и юго-восточных
районов, претерпевало восходящие тектонические движения [9, 10]. В четвертичном
структурном плане региона основная роль принадлежала Ставропольскому своду, активно
формирующемуся в виде положительной морфоструктуры (рис. 2). Площадь проявления
восходящих движений в его пределах по сравнению с плиоценовым временем существенно
увеличилась. Это произошло в основном за счет северных и восточных районов, которые в
неогене активно прогибались. Амплитуды четвертичных вертикальных тектонических
движений варьируют от -50—100 м на севере и юго-востоке свода до 500-600 м в районе
горы Стрижамент в его центральной части. Размах вертикальных движений составил 500-
700 м. Несколько возросла по сравнению с плиоценом и роль разломов, обусловивших
дальнейшее расчленение свода на систему блоков. Наиболее активно развивалась Калаус-
ская зона субмеридиональных разрывных нарушений, с которой было связано проявление
приразломного относительного прогибания. Амплитуды восходящих движений в ее север¬
ной части, по нашему предположению, составили 100-150 м, в южной - 300-400 м. От
сопредельной территории депрессионная зона отстала в воздымании за четвертичный
период на 100-200 м.
Восточный блок Ставропольского свода в неогене по отношению к западному был
относительно опущен. За четвертичное время он претерпел воздымание на 50-550 м,
причем амплитуды движений в его пределах с юга на север плавно уменьшаются от 500-550
до 50-100 м. На фоне преобладающего развития восходящих движений весьма активно
проявились разрывные нарушения господствующего кавказского простирания. В боль¬
шинстве случаев относительно поднятыми у них являются северные крылья, опережающие
в воздымании южные на 50-100 м. Активное развитие разломов кавказского простирания и
связанное с ними формирование пологих приразломных прогибов обусловили возник¬
новение своеобразного "гофрированного" облика поверхности восточной части Ставро¬
польского свода. Узкие асимметричные прогибы с крутыми северными крыльями на севере
свода и южными - в южной части являются характернейшими четвертичными струк¬
турными образованиями этой территории. На юге блока наряду с разломами кавказского
„простирания активно проявились разрывные нарушения СВ направления, характеризую¬
щиеся значительно меньшей протяженностью. Сочетание их с разломами кавказского
простирания обусловило расчленение территории на систему мелких блоков* претер¬
певающих разнонаправленные вертикальные перемещения. На крайнем юго-востоке
восточного блока в районе Восточнб-Ставропольской разрывной зоны значения амплитуд
четвертичных движений резко уменьшены от 200 до 50 м. В плейстоцене вдоль этой
разрывной зоны активно развивался асимметричный приразломный прогиб, характе¬
ризующийся сложной геометрией своих очертаний в плане. Его юго-восточное крыло
является более крутым и коротким. На юго-западном окончании прогиба между
гг. Георгиевском и Зеленокумском проявлялось относительное опускание с амплитудами
восходящих движений от 100 до 0 м. На остальной части прогиба преобладающее распро¬
странение имели нисходящие тектонические движения, значения амплитуд которых в СВ
направлении возрастали до -50 и более метров.
Западный блок Ставропольского свода на протяжении четвертичного периода
практически на всей территории подвергался воздействию восходящих движений. Значения
их амплитуд суммарно за весь интервал времени составили 100-600 м. По сравнению с
восточным блоком активность четвертичных движений в северном направлении здесь
понижалась более резко. Преобладающее развитие в пределах западного блока имеют
62

разломы кавказского простирания, у которых практически на всей территории относи¬
тельно поднятыми являются северные крылья. Активно проявились Бешпагирская и Сен-
гилеевская поперечные разрывные зоны ССВ простирания. Амплитуды относительных
вертикальных перемещений пр разломам составляют 50-200 м.
Ставропольский свод характеризуется преобладающим развитием разломов субширот¬
ного и ЗСЗ простираний. Среди них наиболее активной и протяженной является дуго¬
образная Срединно-Предкавказская разрывная зона, разделяющая свод на северную и
южную части. Южная часть свода в четвертичное время развивалась более активно, испы¬
тав поднятие на 400-550 м. Тектонические движения проявились здесь дифференцированно,
обусловив формирование сложной системы мелких субширотных блоков. Северная часть
свода претерпела восходящие движения с амплитудами до 300 м.
Крайняя северная часть северного крыла Ставропольского свода ступенчато опускается
к северу в сторону Манычского прогиба, центральная часть которого вдоль осевой линии в
плейстоцене претерпевала абсолютное прогибание с амплитудами нисходящих движений не
менее -50 	70 м. С севера прогиб ограничен крутым крылом Южно-Ергенинского под¬
нятия, осложненным разрывными нарушениями ЗСЗ простирания. Их формирование обус¬
ловлено активным развитием в четвертичное время Северо-Манычского глубинного раз¬
лома, простирающегося в ЗСЗ направлении от Каспийского до Азовского моря. Амплитуды
относительных перемещений крыльев разрывных нарушений не превышают здесь 50-100 м.
К юго-востоку от Ставропольского свода располагается Чернолесский прогиб, являю¬
щийся западным окончанием Терско-Каспийского передового прогиба. Его западная часть в
четвертичное время претерпевала слабые восходящие движения, суммарный результат
которых не превысил 50 м. Своей крайней западной частью Чернолесский прогиб
затягивается на северо-запад в пространство между Ставропольским сводом и Северо-
Кавказской моноклиналью, где сливается с восточной частью Восточно-Кубанского про¬
гиба. В четвертичном периоде зона сочленения этих структурных образований была
вовлечена в область проявления восходящих движений. Наиболее активно воздымание
проявилось в пределах Беломечетского блока, который был поднят более чем на 500 м.
Отметим, что в миоцене в его пределах происходило интенсивное опускание.
К северу от Беломечетского блока вдоль юго-западного крыла Ставропольского свода
развивалась Армавиро-Георгиевская область относительного прогибания, простирающаяся
в кавказском направлении. От обрамляющих ее территорий за четвертичное время она
отстала в поднятии примерно на 100-200 м. К северо-западу от г. Невинномысска Ар¬
мавиро-Георгиевская область резко расширяется, приобретая асимметричный профиль с
крутым северным и пологим южным бортами. Амплитуды восходящих тектонических
движений в этом направлении постепенно уменьшаются от 400 до 200 м. Наиболее слабо
воздымание проявилось по левому берегу р, Кубани к югу от г. Кропоткина, где оно
составило лишь 50-100 м. Зарождение и формирование Армавиро-Георгиевской области
относительного прогибания, по-видимому, обусловлено проявлением приразломных про¬
цессов, развивающихся вдоль зоны Армавиро-Нагутского разлома. Резко дифференци¬
рованные относительные вертикальные перемещения блоков по разрывным нарушениям
этой зоны обусловило формирование вдоль ее простирания системы валообразных
поднятий и узких прогибов.
Северо-Кавказская моноклиналь на четвертичном этапе развития, как и в плиоцене,
продолжала активно подвергаться воздействию восходящих тектонических движений. Ее
площадь значительно увеличилась в северном направлении, захватив в свои пределы юж¬
ные участки предкавказских передовых прогибов и Минераловодской седловины. Суммар¬
ные амплитуды четвертичных воздыманий с севера на юг увеличиваются от 600-700 до
1500-1750 м. Весьма активно развивались разрывные нарушения кавказского простирания с
относительно поднятыми северными крыльями. Амплитуды вертикальных перемещений по
ним достигли в отдельных местах 200-300 м.
Детальное геолого-геоморфологическое обследование Ставропольского свода позволяет
нам предположить, что на голоценовом этапе развития восходящие движения проявляются
практически на всей его территории. При этом, согласно результатам анализа высот террас
по нашим замерам и взятым из работ Н.И. Бондаренко, С.К. Горелова, Г.И. Горецкого,
А.В. Кожевникова, Г.И. Рейснера, Б.М. Богачкина и И.Н. Сафронова во второй половине
голоцена произошло усиление темпов воздыманий. Обращает на себя внимание прак¬
тически повсеместный резкий врез рек в широкие поверхности террас первой половины
голоцена. Так, по долине р. Калаус он проявляется практически на всем ее протяжении,
варьируя от 4-5 м - в районе устья реки до 7 м - в окрестностях горы Брык. Четко фик-
63

сируется он и по долинам рек восточной части Ставропольского свода, таких как Мокрый
Карамык, Томузловка, Мокрая Буйвола, Айгурка и Рагули. В районе с. Калиновское врез
безымянной речки превышает 10—15 м. Хорошо проявляется позднеголоценовый врез по
долине низовьев Кумы, составляя в районах г. Буденновска и с. Левокумское 5-6 м. В
западной части Ставропольского свода весьма резкий голоценовый врез характерен для
р. Егорлык и ее правых притоков - рр. Большая и Малая Кугульта. Наблюдается усиление
эрозионной деятельности временных водотоков, особенно в пределах Янкульской
котловины. Здесь практически все склоны речных долин изрезаны узкими и глубокими ов¬
рагами, вызывающими проявление активных оползневых явлений. По-видимому, усилением
эрозионной деятельности объясняется развитие гравитационных процессов и по многим
другим долинам Ставропольской возвышенности, особенно по правому борту верховьев
долины Калауса.
Восходящие движения весьма интенсивно проявляются в голоцене и к югу от
Ставропольского свода на территории зоны его сочленения с Северо-Кавказской моно¬
клиналью. Однако их активность по сравнению со Ставропольским сводом здесь, по-види-
мому, ниже. На. основе анализа высот четвертичных террас по долинам рр. Малки, Под-
кумка, Кумы и Кубани можно предполагать, что ниже активность голоценовых восхо¬
дящих движений и на северном склоне Большого Кавказа.
Современные вертикальные движения. Тектоническая активность геологических струк¬
тур на современном этапе развития наиболее надежно выявляется геодезическими
Методами. Вертикальная составляющая тектонических движений до настоящего времени в
большинстве случаев определяется методом повторного нивелирования. Общие закономер¬
ности и особенности медленных современных движений устанавливаются по соответст¬
вующим картам, созданным на основе анализа данных повторного нивелирования. В ранних
исследованиях они традиционно назывались картами современных вертикальных движений
земной коры (СВДЗК). В дальнейшем их стали называть картами современных верти¬
кальных движений земной поверхности (СВДЗП), что, с нашей точки зрения, более пра¬
вильно отражает суть явления. При создании таких карт используются уравненные
значения скоростей движений, при этом невязки в замкнутых полигонах разбрасываются
между всеми реперами полигона. Последние суммируются из ошибок нивелирования,
накапливающихся смещений за период замыкания полигона (нивелирования по кольцу) и
многих других причин.
Общие сведения о характере проявления современных вертикальных движений Пред¬
кавказья в настоящее время можно получить по картам СВДЗК Восточной Европы 1963,
1973 и 1986 гг. издания, весьма существенно отличающихся друг от друга [16]. При создании
карты современных вертикальных движений земной коры Восточной Европы 1973 г. были
использованы данные повторного нивелирования с начала века и до 60-х годов. Большая
часть Центрального Предкавказья согласно этой карты лежит в области слабых поднятий
со скоростями до 2 мм/год. Область значительных поднятий расположена к ЮВ от Ростова-
на-Дону с V до 4,9 мм/год. К востоку от г. Ставрополя в меридиональном направлении
вытянуто поднятие с максимальными величинами скорости движений до 5,6 мм/год [17, 18].
Совместный анализ результатов неотектонических исследований и данных повторного
нивелирования до 60-х годов показал унаследованный характер проявления новейших и
современных движений земной поверхности как всего Ставропольского свода в целом, так
и отдельных его структур, а также усиление современной тектонической активности с
севера на юг. В период 60-80-х годов ГУГК были заложены дополнительные линии
нивелирования и выполнены новые измерения. При составлении карты СВДЗК Восточной
Европы 1986 г. было частично выполнено уравнивание по новым полигонам, что позволило
использовать новые данные [19]. Однако исходные данные по уровню моря привлекались те
же, что и для карты СВДЗК 1973 г. Ставропольский свод на карте 1986 г. почти полностью
лежит в области поднятия (V = до + 8 мм/год), ориентированного с СЗ на ЮВ. Наибольшие
скорости вертикальных движений приурочены к району г. Ставрополя. Область значи¬
тельных опусканий (V = до -5,6 мм/год) наблюдается к СЗ от Ставрополя между гг.
Тихорецком и Армавиром (станция Кавказская) и незначительных - на СВ рассматриваемой
территории [19].
В предлагаемой нами работе анализ современной тектонической активности Ставро¬
польского свода и сопредельной территории геодезическими методами опирается на данные
повторных измерений по значительно более густой сети государственного нивелирования,
чем ранее. По нивелирной сети, общая длина которой достигает 2500 км, в интервале 1910—
64

1990 гг. проведено 2-4 повторных измерения. Для изучения СВДЗП использовалось
высокоточное нивелирование I и II классов. Точность работ характеризуется величиной
средней квадратической случайной ошибки на т| на 1 км хода. Для разных циклов измерений
для нивелирования I класса она оценивалась величинами 0,6-0,7 мм/км, для нивелирования
II. класса - 0,8-1,8 мм/км. В пределах Центрального Предкавказья вся нивелирная сеть
объединена в четыре замкнутых полигона:
1.	Армавир-Тихорецк-Ея-Дивное-Светлоград-Армавир.
2.	Светлоград-Дивное-Прикумск-Буденновск-Светлоград.
3.	Армавир-Светлоград-Буденновск-Георгиевск-Армавир.
4.	Зеленчук-Минводы-Карачаевск-Зеленчук.
По этим полигонам сеть была уравнена по скоростям в отдельных секциях по двум
этапам. В первый этап она уравнивалась по реперам, участвующим в 3-4-х повторных
измерениях и сохранившимся с первого и до последнего измерений. Следует подчеркнуть,
что между нивелированиями часть старых реперов была уничтожена и закладывались
новые знаки. При этом, в последние десятилетия густота реперов значительно увеличилась.
После уравнивания полигона № 1 реперы, общие для полигонов	1 и 2 (линия
Светлоград-Дивное), считались опорными. При уравнивании полигона № 3 опорными были
реперы, общие с полигоном № 1 (линия Светл оград-Армавир) и № 2 (линия Светлоград-
Буденновск). При уравнивании полигона № 4 опорными были реперы, общие с полигоном
№ 3 (линия Зеленчук-Минводы). Выполнено также сравнение невязок скоростей движений
по измерениям, использованным ГУГК при создании последней карты СВДЗК, и средним,
вычисленным в данной работе. Последние оказались значительно мейьше (полигон № 1 -
+ 6,0 и + 0,3 мм/год; полигон № 2 —0,3 и -0,2 мм/год; полигон №3 —7,1 и -3,0 мм/год).
Величины скорости на картах СВДЗП характеризуют либо абсолютные, либо отно¬
сительные движения земной поверхности. В первом случае нивелирная сеть опирается на
пункт, где скорость движений определена по многолетним рядам уровнемерных данных. Во
втором случае за исходный в сети нивелирования выбирается наиболее стабильный в
регионе репер и его отметка принимается за нуль. В нашей работе сделана карта отно¬
сительных вертикальных движений земной поверхности Ставропольского свода и сопре¬
дельной территории. В хвязи с тем, что относительно спокойной для исследуемого региона
является его СЗ и С части, за исходный (V = 0) принят фундаментальный репер 81 в
пос. Киевка. Ближайшим уровенным постом для нивелирной сети является Ейск. Величина
скорости движений на нем, определенная по уровнемерным данным за период 1915-1985 гг.,
оказалась равной -1,3 мм/год. Величина абсолютной скорости движений фундаментального
репера 81, вычисленной через систему полигонов от поста Ейск, равна - 4 мм/год. Таким
образом, чтобы получить на карте современных движений значения абсолютных скоростей,
к величинам относительных скоростей движений надо прибавить -4 мм/год.
Известно, что при создании карт СВДЗП резкие скачки от закономерного хода
изменения скоростей движений, как правило, исключаются. Однако участки контрастных
современных движений довольно часто фиксируют местоположение активных разрывных
нарушений [20]. Поэтому мы провели детальный анализ изменений величин скоростей
СВДЗП вдоль всех нивелирных профилей по измеренным первичным данным для всех
циклов измерений. Вычисленные величины относительных скоростей СВДЗП по отдельным
линиям средены в пять результирующих профилей по двум взаимно перпендикулярным
генеральным направлениям сети: СЗ-ЮВ и СВ-ЮЗ. По этим данным по двум измерениям,
используемым при создании последней карты СВДЗК [20], построены графики изменения
величин скорости движений по профилям Киевка-Прикумск, Светлоград-Кунбатар (на
Кизляр), Тихорецк-Прохладный, Дивное-Армавир и Прикумск-Карачаевск. Там, где было
выполнено более двух измерений, построены контролирующие графики величин изменения
скорости'СВДЗП для других временных интервалов.
Наряду е этим, для всех графиков изменения величин скоростей СВДЗП исследуемой
территории вдоль профилей нивелирования были построены профили рельефа земной
поверхности. По характеру рельефа, значениям абсолютных высот и точности измерений
вычислены величины возможного накопления случайных ошибок (доверительные
интервалы значений скорости). На профили были нанесены пересекаемые линиями
нивелирования разломы и флексурно-разрывные зоны в осадочном чехле, выявленные с
помощью геолого-геоморфологических методов. В результате анализа всех этих данных
были установлены основные закономерности проявления современных движений. На фоне
общих поднятий и опусканий выделены зоны контрастных движений, соответствую¬
щие активным разломам, установлены характер и величины относительных вертикальных
3 Геоморфология, № 4
65

Рис. 3. Карта современных вертикальных движений земной поверхности Ставропольской возвышенности и
сопредельной территории
/ - изолинии скоростей современных вертикальных тектонических движений, мм/год; 2 - участки глубинных
смещений по ним. При этом, к зонам контрастных движений были отнесены участки, на
которых резко меняются от закономерного направления смещений, или на небольшом
участке наблюдается резкий скачок скорости движений земной поверхности.
Сопоставление графиков изменений скоростей СВДЗП за разные интервалы времени
позволяет уверенно устанавливать закономерности проявления активных разрывных
нарушений. Так, в результате анализа зон контрастных движений и сопоставления их с
66

■ крупных региональных разломов, активность которых на современном этапе развития подтверждена
геодезическими данными; 3 - предполагаемое простирание активных глубинных и крупных региональных
разломов по геолого-геоморфологическим данным
разломами было установлено, что более 70-80% зон контрастных движений, зафикси¬
рованных методом нивелирования, соответствуют разрывным нарушениям, выделенным в
современном морфоструктурном плане Ставропольского свода геолого-геоморфоло-
тическими методами. В то же время большинство разломов, установленных по геофи¬
зическим данным в фундаменте, весьма плохо подтверждается геодезическими изме¬
рениями. Таким образом, нам удалось инструментально подтвердить современную
3*
67

тектоническую активность основной массы новейших разрывных нарушений, пересекаемых
линиями нивелирования. При этом, были установлены характер унаследованности и тип
смещений крыльев разлома (ступенеобразный, грабенообразный и т.д.). Амплитуды изме¬
нения величин скоростей движения в аномальных зонах достигают 22 мм/год. Следует
указать, что по разломам в фундаменте, пересекаемым линиями нивелирования, амплитуды
изменения V на земной поверхности, варьируют от 0,7 до 3,3 мм/год.
По уравненным в полигонах величинам скоростей движений создана карта относитель¬
ных СВДЗК Ставропольского свода и сопредельной территории, учитывающая особенности
морфоструктурного плана. На нее были нанесены активные разломы, выявленные на
основе анализа геолого-геоморфологических и геодезических данных (рис. 3). Установлено,
что в развитии морфоструктурного плана на современном этапе определяющими являются
активное воздымание Ставропольского свода (К до + 6,5 мм/год) и интенсивное опускание,
приуроченное к зоне, вытянутой в ЮЗ-СВ направлении в районе г. Кропоткина и
ст. Кавказской в западной части Ставропольского свода (V до -5,5 мм/год). Локальная
область опусканий приурочена к г. Тикорецку (V до + 3,4 мм/год). Узкая область поднятий,
расположенная между пос. Дивное и Тонга Зунда, осложняет Манычское депрессионное
понижение. На восточном блоке Ставропольского свода активно развиваются две зоны
прогибания, характеризующиеся кавказским^простиранием. Первая из них расположена на
восточной окраине Манычского прогиба (V до -3,7 мм/год). Вторая приурочена к руслу
р. Мокрая Буйвола (V до -4,2 мм/год). Еще одна зона активного прогибания окаймляет
Ставропольский , свод с юга, располагаясь между гг. Невинномысском и Минводы (V до
-4,6 мм/год). Закономерный характер тектоническйх движений земной поверхности Цент¬
рального Предкавказья существенно нарушается зонами контрастных современных
движений, приуроченных к активным разрывным нарушениям.
Основные закономерности развития Ставропольского свода и сопредельной территории
на четвертичном и современном этапах тектонического развития заключаются в
следующем:
1.	Большая часть Ставропольского свода в четвертичное время претерпела воздействие
восходящих тектонических движений с максимальными амплитудами в 500-600 м. На
крайнем севере и юго-востоке проявилось абсолютное прогибание с амплитудами до -100 м.
Размах движений составил 600-700 м.
2.	Четвертичное воздымание в пределах свода наиболее активно проявилось в его южной
части, достигнув амплитуд в 400-600 м. В северном, западном и восточном направлениях
амплитуды понижаются до 0-50 м. С юга и юго-запада свод контролируется Армавиро-
Нагутской разрывной зоной, в пределах которой происходит резкое уменьшение амплитуд
четвертичных движений с 400-600 до 100-300 м.
3.	Активно развивались осложняющие Ставропольский свод субмеридиональная
Калаусская и Субширотная Срединно-Предкавказская разрывные зоны. Амплитуды четвер¬
тичных вертикальных перемещений тектонических блоков по ним составили 100-200 м.
Вдоль Калаусского разлома сформировалась депрессионная приразломная зона, отстающая
в поднятии от сопредельной территории на 100^-200 м. Этой зоной Ставропольский свод
разделен на западный и восточный блоки, различающиеся активностью четвертичных
движений. В пределах западного блока на всей его территории проявились восходящие
движения с амплитудами 100-600 м, восточный блок поднят на 50-500 м. На крайнем юго-
востоке восточного крыла свода вдоль Восточно-Ставропольской разрывной зоны
проявились слабые нисходящие движений с амплитудами до -50 —70 м.
4.	Ставропольский свод с севера окаймляется Манычским грабенообразным прогибом, в
пределах которого проявились нисходящие четвертичные движения с амплитудами до -50 -
-70 м. Прогиб обладает асимметричным строением с коротким и крутым северным крылом,
что обусловлено активностью Северо-Манычского глубинного разлома. Непосредственно к
северу от последнего располагается Южно-Ергенинское поднятие, подвергавшееся воз¬
действию восходящих движений с амплитудами 100-200 м.
5.	Терско-Каспийский передовой прогиб в пределах западной части испытывал нис¬
ходящие движения. Их амплитуды составили -100 - 200 м, уменьшаясь к западу до нуля.
Крайняя западная часть прогиба в четвертичное время была вовлечена в область восхо¬
дящих движений, испытав слабое поднятие на 25-50 м.
6.	Зона сочленения Ставропольского свода и Северо-Кавказской моноклинали в чет¬
вертичном структурном плане представлена Армавиро-Георгиевской депрессионной зоной.
Она испытывала восходящие четвертичные движения с амплитудами до 400 м. Несмотря на
68

это, на большей площади зона оставалась областью относительного прогибания, которое
активно проявилось вдоль Армавиро-Нагутской разрывной зоны.
7.	Северо-Кавказская моноклиналь претерпела воздействие восходящих четвертичных
движений, активность которых в южном направлении возрастала. Их амплитуды с севера на
юг увеличиваются от 600-700 до 1500-1750 м. Относительные вертикальные перемещения
по разломам кавказского простирания, осложняющим моноклиналь, составили 100-200 м. В
отдельных местах они достигали 300 м. Вдоль разломов в пределах южных,, опущенных
крыльев формировались узкие депрессионные зоны, испытывающие относительное
прогибание.
8.	На современном этапе тектонической истории Ставропольский свод развивается по
унаследованному с четвертичного времени плану. Большая его часть испытывает вос¬
ходящие движения со скоростями до 4-6 мм/год. С севера, востока и юга свод ограничен
узкими зонами абсолютного прогибания, со скоростями нисходящих движений -2	4
мм/год. Крайняя северная часть Северо-Кавказской моноклинали претерпевает слабые вос¬
ходящие движения, скорости которых не превышают 1 мм/год.
9.	Закономерный ход современных вертикальных движений в регионе нарушается в
местах проявления активных разрывных нарушений. По результатам анализа 2-4 повто¬
рных измерений по линиям государственного нивелирования длиной около 2500 км на
территории Ставропольского свода выделены аномальные зоны, в пределах которых за¬
фиксированы резкие изменения скоростей современных движений земной поверхности,
достигающие 15-20 мм/год. Сопоставление этих зон с разломами, активными на четвер¬
тичном этапе развития, в 70-80% показало совпадение их местоположений.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Хайн В.Е. Региональная геотектоника. Внеальпийская Европа и Западная Азия. М.: Недра, 1977. 359 с.
2.	Милановский Е.Е. Новейшая тектоника Кавказа. М.: Недра, 1968. 483 с.
3.	Милановский Е.Е., Расцветаев Л.М., Кухмазов С.У. и др. Новейшая геодинамика Эльбрус-
ско-Минераловодской области Северного Кавказа // Геодинамика Кавказа. М.: Наука, 1989. С. 99-
105.
4.	Горелов С.К. Морфоструктурный анализ нефтегазоносных территорий. М.: Наука, 1972. 215 с.
5.	Рейснер Г.И., Богачкин Б.М. Стратиграфия и тектоника антропогена Центрального Предкавказья. М.:
ИФЗ АН СССР, 1989. 195 с.
6.	Белоусов Т.П. Напряженное состояние земной коры и палеодислокации рельефа Северного
Приэльбрусья // Построение моделей развития сейсмического процесса и предвестников землетрясений.
Вып. 1. М : ИФЗ РАН, 1993. С. 149-156.
7.	Герасимов И.П. Опыт геоморфологической интерпретации общей схемы геологического строения
СССР // Проблемы физической географии. М.-Л., 1946. Т. 12. С. 33-46.
8.	Мещеряков Ю.А. Морфоструктура равнинно-платформенных областей. М.: Изд-во АН СССР, 1960.
276 с.
9.	ВарданянцЛА. Постмиоценовая.история Кавказско-Черноморско-Каспийской области. Ереван: Изд-во
АН Арм. ССР. 1948.
10.	Хайн В.Е. Становление рельефа Кавказа как итог его тектонического развития // Тр. Конференции по
геоморфологии Закавказья. Баку: Изд-во АН Аз. ССР, 1953. С. 42-51.	,
11.	Якушева А.Ф., Сягаев Н.А., Чистяков А.А. Методика и некоторые результаты структурно¬
геоморфологических исследований в Восточном Предкавказье и Северо-Западном Прикаспии //
Структурно-геоморфологические исследования в Прикаспии. М.: Гостоптехиздат. 1962.
12.	Короновский Н.В., Гущин А.Н., Никитин М.Ю. и др. Геологическое развитие и становление
современной структуры Терско-Каспийского передового прогиба // Тектоника орогенных сооружений
Кавказа и Средней Азии. М.: Наука, 1990. С. 4-35.
13.	Масляев Г.А. О пограничных слоях апшеронского и бакинского ярусов // ДАН СССР. 1963. Т. 148.
Вып. 4. С. 906-908.
14.	Масляев Г А. Тектоника ееверо-восточной части Понто-Каспийской области по данным аэрогео¬
морфологии // Тр. лаб. аэрометодов. Т. 8. М.-Л.: Изд-во АН СССР, 1959.
15.	Кикина М.А., Порошин С.В. Геологическая интерпретация дешифрирования линейных структур Азово-
Каспийского региона // Изв. ВУЗов. Геология и разведка. 1980. № 6. С. 151-155. № 7. С. 129-131.
16.	Enman S.V., Nikonov А.А. Comparative analysis of maps of vertical crustal movements for European Russia // J.
Geodynamics. № 18 (1^). 1993. P. 33-41.
17.	Карта современных вертикальных движений земной коры Восточной Европы. Масштаб 1:10000000. М.:
ГУГК. 1973.
18.	Лилиенберг Д.А., Матцкова В А., Горелов С.К. и др. Карта современных вертикальных движений и
морфоструктуры Кавказа // Проблемы современных движений земной коры. М., 1969. С. 142-156.
69

19.	Геодезическая основа карты современных вертикальных движений земной коры территории СССР в
масштабе 1:5000000. М.: ЦНИИГАиК; 1989. 58 с.
20.	Карта современных вертикальных движений земной коры на территории Болгарии, Венгрии, ГДР,
Польши, Румынии, СССР (европейская часть), Челословакии. Масштаб 1:10000000. М.: ГУ ГК. 1986.
ИФЗ РАН	Поступила в редакцию
12.06.98
MORPHOSTRUCTURAL PATTERN AND TECTONIC MOVEMENTS
OF THE ST A VROPOL 'SK A Y A HIGHLAND DURING QUATERNANY
AND RECENT EPOCHS
T.P. BELOUSOV, S.V. ENMAN
Summary
The new maps of Quaternary and recent tectonic movements were compiled with the use of new geologic-
geomorphologic and geodetic data.
УДК 551.435.162
© 1999 г. M.B. ВЕРЕТЕННИКОВА, Е.Ф. ЗОРИНА
РИСК ВОЗНИКНОВЕНИЯ И РАЗВИТИЯ ОВРАЖНОЙ ЭРОЗИИ1
К числу природных и природно-техногенных процессов, оказывающих негативное воз¬
действие на экологию, может быть отнесено оврагообразование. Появление и развитие
овражной сети сопряжено с целым рядом природных процессов таких, как эрозия почв,
карст, суффозия, сели, подтопление территории. Ущерб от них составляет свыше 50%
суммарного экономического ущерба от опасных природно-техногенных процессов в России.
Подобное соотношение характерно и для значительной части Земли [1].
В итоговых документах Иокогамской конференции 1994 г., подводящей итоги Меж¬
дународного десятилетия по уменьшению опасности стихийных бедствий, подчеркивалась
необходимость анализа и оценок риска возможных последствий неблагоприятных при¬
родных и природно-антропогенных процессов. Здесь возникает проблема выработки еди¬
ных показателей для оценки таких понятий, как надежность, опасность, уязвимость, риск.
Они применяются в сфере технических наук и значительно реже используются для харак¬
теристики природных явлений. Под "надежностью" в технике, как известно, понимается
вероятность безотказной работы. При оценке природных процессов "отказом" является
любое негативное последствие этих процессов. Для территорий, подверженных овражной
эрозии это всегда разрушение земель и уничтожение обширных сельскохозяйственных и
городских площадей. Подобный "отказ" можно оценить в соответствии с видом освоения и
стоимостью самой земли. Степенью "уязвимости" может быть названа реализованная
"опасность". Таким образом, "опасность" можно считать понятием не требующим коли¬
чественного показателя. "Уязвимость", напротив, при реализации "опасности" должна быть
выражена численной характеристикой. В частности, для процесса развития овражной эро¬
зии "опасностью" является оврагообразование, а "уязвимостью" - количественная харак¬
теристика возможного развития овражной сети в определенных ландшафтных условиях при
конкретном виде и интенсивности хозяйственного освоения территории.
Вероятность реализации опасности'в течение фиксированного промежутка времени
может быть названа "риском". Оценка степени риска проявления любых негативных
природно-антропогенных процессов имеет целый ряд общих черт и понятий. Так возможно
использование понятия вероятности поражения площади в виде отношения площади, пора¬
женной негативным процессом, к площади, опасной с точки зрения развития рас¬
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 98-05-64932).
70

сматриваемого процесса в ее пределах. Относительной степенью поражения территории за
определенный промежуток времени можно считать расчетную величину риска поражения
любой площади с аналогичной степенью опасности развития процесса. Наиболее целе¬
сообразным отрезком времени для определения понятия "риск” природного процесса
является, по-видимому, год. Если на вероятностные характеристики возникновения и
развития процесса накладываются данные о его разной интенсивности во времени, то
необходимо использовать материалы о конкретных скоростях развития процесса на
определенных стадиях. Это поможет скорректировать осредненные ежегодные характерис¬
тики, получаемые по результатам обработки картографических материалов, данных аэро¬
фотосъемок или фактических наблюдений за объектом через определенные промежутки
времени (раз в 3-5 лет). Такая работа может выполняться для сравнительно малых
территорий при разработке конкретных проектов использования земель.
Для осредненных характеристик, особенно при картографировании степени риска, более
подходит средняя за длительный период оценка этого показателя.
Таким образом, ежегодный риск поражения эрозионными формами оврагоопасной
территории может быть представлен как:
Ф'
	100, %/год, где	,
Ф Т
Ф' - площадь или протяженность склонов фактического поражения определенной террито¬
рии овражной эрозии или протяженности склонов (в км2/км2 или в км/км2).
Ф - оврагоопасная площадь или протяженность склонов, которые могут быть поражены
овражной эрозией (в км2/км2 или в км/км2). Поскольку величина расчетная, то при ее
использовании необходимо оговаривать, что именно подразумевается под понятием
"оврагоопасная площадь" и метод расчета.
Т - период времени возникновения и развития современной овражной сети до момента
расчета риска на пораженной площади Ф'. Это может быть общее время процесса
оврагообразования на территории, если рассматривается вся современная овражная сеть;
может быть период времени, соответствующий двум определенным фиксированным
стадиям развития овражного процесса, когда известны параметры овражной сети на каждый
из рассматриваемых периодов.
Ф'
Показатель — представляет собой вероятность реализации опасности за определенный
Ф
промежуток времени. При оценке опасности развития оврагов на определенной площади
или поражения оврагами склонов конкретной длины (параметр Ф) необходимо учитывать
два момента: 1. Поскольку Ф является величиной расчетной, то ее размер во многом
определяется используемыми для этого расчетными приемами. 2. Ф - величина переменная
во времени и зависит от соотношения уже реализованной части овражной опасности
(современная овражность) и расчетного потенциала оврагообразования.
1. Поскольку расчетная величина Ф определяется природными характеристиками регио¬
нов, необходимы обоснованные величины обеспеченности расходов ливневого и талого
стока. В настоящее время практически все противоэрозионные мероприятия рассчитыва¬
ются исходя из расходов 10% обеспеченности. Процесс оврагообразования, продолжаю¬
щийся в течение 100-300 лет, испытывает на себе воздействие расходов значительно
большей интенсивности. Это определяет продольные и поперечные профили эрозионных
форм и их размеры на завершающем этапе развития (потенциал оврагообразования)
значительно превышающие их параметры, соответствующие расходам 10% обеспечен¬
ности. Определенные в НИЛаборатории эрозии почв и русловых процессов Географи¬
ческого факультета МГУ, прогнозные характеристики овражной эрозии показали, что если
исходить в расчетах из расходов 10% обеспеченности, полученные габариты во многих
регионах4 будут близки к современным параметрам овражности, т.е. потенциал процесса
может считаться реализованным. Вместе с тем, полевые исследования и изучение топокарт
разных лет показывают, что во многих регионах Центра России и особенно в Поволжье
активно развиваются старые овражные формы и появляются новые врезы. Сопоставление
размеров современных оврагов, находящихся на разных стадиях развития, с расчетными
параметрами позволяет предполагать, что наиболее приемлемыми для расчетов пре¬
дельных габаритов оврагов являются. расходы 1,3 и 5% обеспеченности. Продольные и
поперечные профили эрозионных форм, полученные исходя из таких расходов, в
наибольшей степени соответствуют натурным оврагам, имеющим признаки стабилизации
или окончания периода развития (зарастание склонов, выработка профиля равновесия).
71

' № VZ2? И< ■>
Рис. I. Фрагменты карты степени реализации потенциала оврагообразования при расходах ливневого
стока 10% обеспеченности (А) и 3% обеспеченности (Б)
Реализация потенциала оврагообразования, %: 1 ->70; 2 -70-30; 3 -30-10; 4- 10-5; 5 <5
2. Если для таких природных явлений как оползни, землетрясения и других параметр Ф
остается практически постоянным во времени, то перспективная площадь овражного
поражения или оврагоопасная длина склонов - параметр переменный, равный Ф - Ф', т.е.
площадь возможного развития овражной эрозии постепенно сокращается по мере
реализации потенциала. Если рассматривать ежегодный риск оврагообразования для
территории в целом,
Ф'
-^--•(Ф-Ф').
Ф-Т
, то его можно представить как
В том случае, если величины Ф и Фу имеют размерность удельной площади поражения, т.е.
км2/км2 или % поражения площади, а также удельной длины склонов, то для расчета
величины "риска" полученное выражение умножается на общую площадь территории
Ф'
региона, имеющего характеристику овражности —.
Ф
72

Рис. 2. Фрагмент карты вероятности реализации опасности оврагообразования, га/км2 • год: 1 - около О; 2 -
до 0,0005; 3 - до 0,0012; 4 - до 0,0025; 5 - до 0,005; 6 - лес
Экономический риск для оврагоопасных территорий при известной удельной стоимости
единицы площади земли предлагается рассчитывать по следующей зависимости:
ф'
Рэ =-^-у(Ф-Ф') мэ^ руб/год, где
мэ - удельная стоимость земли, руб/км^, F - площадь территории, км2, Т - годы,
Ф, Ф' - современное и прогнозное удельное поражение земель, км2/км2.
На рисунках 1А и 1Б представлены фрагменты карт овражности по показателю степени
реализации потенциала оврагообразования, рассчитанном на расходы ливневого стока 10%
и 3% обеспеченности. При их сопоставлении видно, что, например, степень реализации
оврагов западной части Среднерусской возвышенности, при расчете на сток 10% обес¬
печенности близка к 70%. При расчете на сток 3% обеспеченности, этот показатель не
превышает 30%, а на большей части территории он не более 5-10%. Такая же картина
наблюдается в районе Вазузского водохранилища на стыке Вяземской и Бельской воз¬
вышенностей и Ильиных гор. Там на значительной части территории реализация овражной
опасности при расчете на сток 3% обеспеченности не превышает 5%. Таким образом,
ориентация на степень реализации овражной опасности, рассчитанная на более низкие
расходы, может создавать представления о благополучной обстановке и отсутствии
необходимости в разработке противоэрозионных мероприятий, в то время как в регионах
продолжается активный оврагообразовательный процесс.
На рисунке 2 представлен фрагмент карты с оценкой риска потерь земельных ресурсов.
При одинаковой современной заовраженности регионов и разной прогнозной,
( Ф'
характеристика "вероятности поражения" —
i ф
увеличивается при меньшей прогнозной
73

величине, а риск удельной потери площади снижается за счет меньшей величины
нереализованного потенциала (Ф - Ф').
—(Ф-Ф')> — (кФ-Ф') при *<1.
Ф	кФ
При полной реализации потенциала, разность Ф - Ф' становится равной 0, что сводит к О
Ф'
риск следующих потерь площади. Отношение — при этом принимает значение 1.
Ф
Районирование территории по фактору риска показывает, что наибольшая его величина
соответствует районам со значительным вертикальным расчленением (долина р. Северки с
абсолютными отметками 200-217 м, северная часть Среднерусской возвышенности - 252 м,
восточные отроги Среднерусской возвышенности в окрестностях городов Михайлов и
Новомосковск - 200-230 м, юго-восточные отроги Смоленско-Московской возвышенности -
до 300 м и др.). Минимальные величины риска, практически 0, соответствуют как низмен¬
ным территориям с малыми величинами потенциала, так и территориям со средним, но
реализованным потенциалом. К последним относятся: район северных отрогов Средне¬
русской возвышенности (южнее р. Оки в районе г. Кашира и далее на юг), правобережье
бассейна Москвы в ее нижнем течении. В Подмосковье к районам практически реализо¬
ванного потенциала относится бассейн Пахры - Десны, севернее г. Подольска.
Выполненный региональный анализ показывает, что при проектировании противо-
эрозионной защиты территорий, следует использовать данные об овражной опасности,
рассчитанные на высокие расходы ливневых и талых вод редкой повторяемости. Мате¬
риалами для этого могут служить предлагаемые типы карт.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Рагозин АЛ. Современное состояние и перспективы оценки и управления природными рисками в строи¬
тельстве // Анализ и оценка природного и техногенного риска в строительстве. М.: ПНИИС, 1995.
С. 9-25.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	13.01.98
THE HAZARD OF RISE AND DEVELOPMENT OF GULLY EROSION
M.V. VERETENNIKOVA, E.F. ZORINA
Summary
First quantitative estimation of gully erosion hazard has been fulfilled for the European part of Russia. The risk of
gully erosion was calculated in ha/year km3 - specific area losses. The maps of recent and prognostic gully areas at the
scale 1 : 1 500 000 (compiled in the Laboratory of Soil Erosion and Channel Processes, Gepgraphical department,
MSU) were used as well as data on gully network development.
74

УДК 551.432.7(569.4)
© 1999 г. Н.Е. ЗАРЕЦКАЯ
РАЗНООБРАЗИЕ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ЛАНДШАФТОВ ВОСТОЧНОГО
СРЕДИЗЕМНОМОРЬЯ
(на примере голанского плато, Израиль)
Влияние тектоники и вулканизма на рельеф - одна из наиболее интригующих и сложных
проблем геоморфологии, поэтому вулканический рельеф пририфтовых областей пред¬
ставляет собой интересный объект исследований. Наименее исследованным, и поэтому
наиболее интересным с этой точки зрения нам представился самый северный отрезок
Восточно-Африканской рифтовой системы с непосредственно примыкающим к нему
северо-западным участком огромного базальтового плато - так называемыми Голанскими
высотами, находящимися на территории государства Израиль и являющимися областью
угасшей в недавнее время вулканической деятельности. Каковы особенности образования и
развития вулканических ландшафтов Голанских высот и базальтового плато в целом и
какова степень структурной предопределенности вулканогенного рельефа области,
непосредственно примыкающей к рифту - на эти вопросы мы попытались дать ответ.
Полевые исследования вулканических ландшафтов Голанских высот проводились
автором спорадически, во время проживания в государстве Израиль с 1994 по 1996 год. До
этого на Голанском плато не было детальных геоморфологических исследований; М. Инбар
П] изучал особенности образования некоторых специфических форм "вулканического"
карста (об этом см. ниже), и в целом очень мало обращал внимание на формы вулкано¬
генного рельефа. Весьма характерно то, что немногие из коренных жителей страны вообще
имели представление о наличии в Израиле вулканов.
С давних пор Восточно-Африканская рифтовая система привлекала к себе внимание
исследователей. Тем не менее, северный отрезок Великого рифта, включающий в себя
впадину Мертвого моря, долину реки Иордан, впадину Тивериадского озера и долину Хула
(северный отрезок р. Иордан, впадающей в Тивериадское озеро), исследовался только с
тектонической и геологической позиций. Только в начале 60-х годов геологи обратили
внимание на обширные вулканические поля, существующие к востоку от рифта Мертвого
моря - Тивериадского озера, и на возможную взаимосвязь между ними [2, 3], и в начале 80-х
эта область получила название Левантийской вулканической провинции [4].
Левантийская вулканическая провинция - обширная область, примыкающая с востока к
рифту Мертвого моря и протянувшаяся с СЗ на ЮВ в глубь Аравийского полуострова. Она
состоит из нескольких вулканических полей. Из них самым большим является поле Эль-
Шамма - Джебель-Друз (в дальнейшем именуемое Эль-Шамма), для которого характерна
максимальная для всей Левантийской провинции интенсивность вулканизма в новейшее
время [5]. Северо-западный участок поля Эль-Шамма носит название Голанских высот и
непосредственно примыкает к рифту.
По мнению многих исследователей, для вулканизма к востоку от рифта Мертвого моря
характерно однообразие проявлений и, соответственно, вулканогенный рельеф отличается
примитивностью форм. Однако поскольку поле Эль-Шамма демонстрирует большие
вариации в возрасте и литологии слагающих его базальтов, можно предположить, что.
магматическая активность Левантийской вулканической провинции обусловила фор¬
мирование разнообразных типов вулканогенного рельефа.
Геологическое строение
Вулканическое поле Эль-Шамма протягивается с северо-запада на юго-восток на 500 км
через юго-западную Сирию, северо-восточный Израиль (в современных границах), северо-
восточную Иорданию и северо-западную Саудовскую Аравию и сужается к югу [5]. С севера
оно ограничено хребтом Антиливана и Пальмирскими горами, с востока - Сирийской
пустыней и грабеном Хаур-Умм-Вуал, а с запада - грабенообразной структурой вади Зирхан
(рис. 1).
75

Рис. 1. Структурно-геоморфологическая схема вулканического поля Эль-Шамма
1 - поверхность молодого лавового плато, 2 - поверхность древнего лавового плато, 3 - древние шлаковые
конусы, 4 - цепочки древних шлаковых конусов, 5 - молодые шлаковые конусы, 6 - центры лавовых
Традиционно проявление новейшего вулканизма в Восточном Средиземноморье
связывают с северным отрезком Восточно-Африканской рифтовой системы, то есть с
рифтом Мертвого моря [2, 3, 5-7]. Тем не менее, характер связи вулканизма и тектоники до
конца не ясен. Скорее всего, начало проявления вулканизма приурочено ко времени
раскрытия рифта, то есть к раннему - среднему миоцену [8]. Излияния лав происходили, в
основном, по разрывным структурам СЗ - ЮВ направления, трансформным рифту Мерт¬
вого моря и параллельным разлому Красного моря.
Для вулканического поля Эль-Шамма характерна многоэтапное^ излияний базальтов.
Периоды интенсификации излияний, скорее всего, совпадали с этапами тектонической
активизации рифта Мертвого моря и приуроченных к нему субпараллельных и нормальных
разломов [2]. На ранних стадиях вулканической деятельности (миоцен и плиоцен) разломы
служили подводящими каналами для трещинных излияний. Базальты этого возраста
формируют поверхность южной части поля Эль-Шамма (горы и лавовые плато Эль-Харра1)
[5]. Затем, в плейстоцен-голоценовое время, происходила закупорка трещин, и
доминировали извержения центрального типа, происходившие, тем не менее, вдоль все еще
активных разломов [3]. В результате образовались плато Голан и Хауран и массивы
Джебель-Друз, Эс-Сафа и Тулуль-Ашакиф [2, 5] (рис. 1).
Крайний северо-западный участок плато - Голанские высоты - расположен на северо-
востоке Израиля (в его современных границах) и примыкает с востока к северному участку
рифта Мертвого моря. Голанские высоты представляют собой плато площадью 1300 км2 [9].
Абсолютные высоты колеблются от 340 м на юге до 1200 м на севере. С запада плато
обрывается к Тивериадскому озеру и долине Хула, на востоке оно ограничено идущей с
1 Харрат в переводе с арабского обозначает "каменистая местность, страна вулканов" и происходит от
слова "харр" - "горячий" [11].
76

излияний, 7 - лавовые потоки, 8 - кратерообразные впадины, 9 - вулканические хребты, 10 - границы
вулканических массивов, 11- невулканические хребты, 12 - грабены, 13 - уступы, 14 - абсолютные
высоты, 15 - города, 16- государственные границы
севера на юг современной Сирийско-Израильской границей, с юга - рекой Ярмук и с се¬
вера* - массивом Хермон (рис. 2).
Голанское плато является западным продолжением плато Хауран. В докайнозойское
время на месте Голанских высот существовал обширный структурный прогиб, образовав¬
шийся между антиклиналями Хермон и Аджлун [9]. В начале миоцена одновременно с
раскрытием рифта в районе Тивериадского озера первые базальтовые потоки начали за¬
полнять позднемеловую депрессию [5] и затем были погребены более молодыми базаль¬
тами. Все более поздние вулканиты, полностью заполнившие структурный прогиб и сфор¬
мировавшие Голанский лавовый щит, объединены в группу Башан2 [6]. Общая мощность
базальтов этой группы - около 800 м [9]. Группа Башан подразделяется на три возрастные
формации, соответствующие трем периодам высокой магматической активности Голанских
высот. Разделение базальтов по возрасту проводилось, в основном, морфостратиграфичес¬
ким методом и потом было подкреплено небольшим количеством калий-аргоновых
определений [6].
Первый период относится к раннему плиоцену (5,5-3,3 млн. л.), и ему соответствует
формация покровных, или плато-базальтов (cover basalt, plateau-basalt) [6]. Плато-базальты
(щелочные базальты и гавайиты) выходят на поверхность в южной части Голанских высот и
- в средней Галилее (вкл. Карней-Хиттин) [5]. Предполагается, что движение лавовых
потоков происходило равномерно во все стороны от источников, а не к долине Иордана
(как последующих излиянии), так как в то время рифтовая впНдина еще до конца
не сформировалась (A. Heimann, устное сообщение). Считается, что плиоценовая фаза
2 Башан - библейское название плато, протянувшегося от Голанских высот до Джебель-Друз и Сирии.
77

Рис. 2. Структурно-геоморфологическая схема Голанских высот
1 - волнистая поверхность плато Северных Голан, 2 - плоская поверхность мез Южных Голан, 3 - склон
Голанского плато (к рифту и р. Ярмук), 4 - область распространения джуб, 5 - вулканические аппараты, 6 -
ряды вулканических аппаратов, 7-кальдеры, 8 -гребни, 9-лавовые хребты, 10 -уступы, 11- грабен
Хула, 12 - направление течения лавовых потоков, 13 - граница Северных и Южных Голан, 14 -
государственная граница
78

вулканизма на Голанском плато и на всем поле Эль-Шамма была наиболее интенсивной за
все кайнозойское время, и далее магматическая активность пошла на спад [5].
Второй период активизации имел место в раннем плейстоцене, и ему соответствует
формация Орталь (1,6-0,7 млн. л.) [6]. Базальты (базаниты) формации Орталь преобладают
в центральной части плато и представлены лавами Далуэй и шлаками Шейван [6, 9].
Лавовые потоки изливались в западном, юго-западном и южном направлениях и образовали
покров, наклоненный к долине Хула и к Тивериадскому озеру. Пирокластические
отложения Шейван слагают единичные шлаковые конусы, расположенные на поверхности
покрова Далуэй [6].
Третий период магматической активности Голанских высот относится к позднему
плейстоцену, и ему соответствует формация Голан [6]. Верхнеплейстоценовые базальты
господствуют в северной части плато, петрографический состав - базаниты [9]. Самая
древняя стратиграфическая единица формации Голан - лавовые покровы Мувейссе (0,37-
0,32 млн. лет), залегающие на лавовых потоках Далуэй [6]. Покровы Мувейссе не¬
многочисленны и состоят из серий маломощных лавовых потоков, излившихся в западном и
юго-Западном направлениях. Следующая генерация верхнеплестоценовых базальтов -
пирокластические отложения Одем (0,32-0,26 млн. лет) и ассоциирующиеся с ними лавовые
потоки Эйн-Зиван (0,32-0,12 млн. лет) [6]. Скорее всего, сначала происходили выбросы
таро к ластики и формирование более 40 шлаковых конусов, из которых потом изливались
лавовые потоки, сформировавшие покровы Эйн-Зиван. Самый крупный такой покров
находится в центре Северных Голан. Считается, что все образовавшие его потоки излились
из одного источника - шлакового конуса Одем, расположенного в центре покрова [10].
Представленная выше хронология вулканических проявлений Голанских высот отнюдь
не совершенна и требует существенной доработки со стороны геологов. В частности, на
наш взгляд, слишком мало определений абсолютного возраста, чтобы по ним можно было
делать детальные хронологические построения, поэтому пока нельзя выстроить четкую
возрастную шкалу вулканизма Голанских высот.
Таким образом, на территории поля Эль-Шамма и, в частности, Голанских высот,
господство в течение длительного времени разнообразной по типу и продуктам извержений
вулканической деятельности обусловило существенные различия в рельефе внутри одной
геоморфологической провинции.
Рельеф поля Эль-Шамма
Вулканическое поле Эль-Шамма состоит из двух морфологически отличных друг от
друга частей - северной и южной [5].
Южный участок, называемый Эль-Харра, [5], включает в себя несколько небольших
щитовидных вулканических массивов, разделенных относительно ровными участками
плато, состоящего из слившихся лавовых потоков (рис. 1). На поверхность здесь выходят
миоценовые и плиоценовые базальты, сильно разбитые разломами [5]. Первичная вул¬
каногенная морфология плато практически не сохранилась. Кое-где встречаются сильно
разрушенные вулканические аппараты: шлаковые конусы высотой 50-80 м и щитовые
вулканы до 8 км в диаметре и высотой до 150 м [11, 12]. Шлаковые конусы расчленены
излившимися из них лавовыми потоками типа "аа" и сильно эродированы - вплоть до
окисленной сердцевины вулкана. Конусы вытянуты и ориентированы на С - СЗ [12]. Также
обнаружено несколько крупных кратеров-депрессий невыясненного происхождения
диаметром до нескольких км и ориентированных на СЗ [5]. Возможно, это обвалившиеся
лавовые купола или кратеры разрушенных щитовых вулканов, в процессе деградации
увеличившиеся в размере. Вероятно, именно эти кратеры были источниками интенсивных
лавовых излияний.
Таким образом, по классификации Мелекесцева, рельеф плато Эль-Харра можно
определить как вулканогенно-денудационный [13].
Северный участок плато Эль-Шамма (в дальнейшем называемый Джебель-Друз) состоит
из трех крупных щитовидных вулканических массивов - Тулуль-Ашакиф, Эс-Сафа, соб¬
ственно Джебель-Друз и плато Хауран (включающее в себя Голанские высоты). Массивы
вытянуты в С или ССЗ направлениях и сложены плиоценовыми, плейстоценовыми и
голлоценовыми базальтами. Гребни массивов увенчаны многочисленными вулканическими
аппаратами, а высота над окружающим плато не превышает 250-400 м (только Джебель-
79

Друз возвышается над поверхностью поля на 1000 м) [5]. Скорее всего, массивы
образовались в результате многочисленных трещинных извержений.
Джебель-Друзский участок поля Эль-Шамма демонстрирует большое разнообразие
вулканогенных форм рельефа различной степени сохранности. Следует различать лавовые
плато (поверхности лавовых покровов) и собственно вулканические аппараты.
Взаимодействие вулканогенных и невулканогенных рельефообразующих процессов
сделало монотонный на первый взгляд рельеф базальтового плато довольно разно¬
образным. Поверхности плиоценовых лавойых покровов покрыты каменной отмосткой
развалами лавовых глыб [2]: таков результат выветривания базальтов в аридном климате, и
подобный рельеф можно классифицировать как "чингиловый" по аналогии с каменными
морями Закавказья. Области господства четвертичного вулканизма демонстрируют лучшую
сохранность первичной морфологии лавовых потоков: -например* на плато Хауран
сохранились части лавовых вздутий, понижения от лопнувших газовых пузырей, реликты
краевых валов и валов коробления, а также канатные лавы и другие следы течения [11].
Лучше всего рельеф базальтовых потоков выражен на поверхностях голоценовых покровов
в Хауране и на слонах Джебель-Друз и Тулуль-Ашакиф: здесь сохранился первичнУй
рисунок лав (пахоэхоэ и аа), а также валы коробления и воройки от лопнувших пузырей [2].
Поверхность самых молодых лавовых потоков (южные и северо-западные склоны Джебель-
Друз) осложнена небольшими лавовыми вулканами [14]. Эллипсоидальные в плане
вулканчики высотой до первых метров равномерно разбросаны по территории и вытянуты
в ССЗ направлении. Каждый холмик имеет вертикальную трещину; которая пересекает его
по всей длине в направлении длинной оси вулкана. Полагают, что эти трещины являются
индикаторами подводящих магматических каналов, по которым происходили излияния
базальтов, сформировавшие вулканы [14]. Так как извержения, в результате которых
сформировались эти вулканчики, не являлись извержениями центрального типа, то нельзя
считать данные формы классическими лавовыми вулканами. Скорее всего* данный
ландшафт представляет собой лавовый щитовидный массив типа Голан в зачаточной
форме, который мог бы образоваться в результате слияния "псевдовулканов", если бы
магматическая активность территории не сошла на нет.
Таким образом, среди вулканических ландшафтов лавовых покровов плато Джебель-
Друз можно выделить два типа: денудационно-вулканогенные на покровах плиоцен-
четвертичных базальтов (базальтовое плато с каменной отмосткой) и вулканогенные на
голоценовых покровах (лавовые плато с хорошо сохранившейся первичной морфологией
базальтовых потоков, иногда осложненные лавовыми же "псевдовулканами").
Аппараты центрального типа (в основном шлаковые конусы) распространены
повсеместно на северном участке поля Эль-Шамма и располагаются параллельными рядами
СЗ и ССЗ простирания (рис. 1). Возраст аппаратов - плейстоценовый и голоценовый [2]. На
плато Хауран в области распространения нижнечетвертичных базальтов это сильно
разрушенные вулканы со сглаженной вершиной и пологими склонами [2]; первичная
морфология таких конусов полностью уничтожена денудацией. На средПеплейстоценовых
покровах сохранность аппаратов лучше - хорошо выражены вершинные кратеры [11]. Голо¬
ценовые вулканы сохранились почти в первозданном виде - усеченные конусы высотой 70-
100 м с чашеобразным плоскодонным кратером. Кратеры самых молодых вулканов имеют
четко выраженное жерло. По степени деградации первичного рельефа в зависимости от
возраста шлаковые конусы можно подразделить на три группы: (1) с полностью
уничтоженной первичной морфологией; (2) с хорошо выраженным кратером; (3) с
полностью сохранившейся первичной морфологией.
При анализе геоморфологического строения поля Эль-Шамма можно отметить
следующую закономерность: формы рельефа всех порядков имеют северную, ССЗ или СЗ
ориентировку. Структура первого порядка - плато Эль-Шамма - вытянута в СЗ направ¬
лении. Формы второго порядка - вулканические массивы и щиты - вытянуты в С или ССЗ
направлениях и, наконец, формы третьего порядка, осложняющие эти массивы или
поверхность плато - шлаковые конусы и лавовые вулканы - имеют ту же ориентировку.
Причина этого может быть в том, что все извержения базальтовых эффузивов, слагающих
поле Эль-Шамма, проходили по трещинам и разломам С и ССЗ простираний. Эти разломы,
параллельные рифту Мертвого моря, являются краевыми трещинами Восточно-Аф¬
риканского сводовоТЬ поднятия [3] или разломами, транс^юрмными рифту Красного моря
[5]. Единая ориентировка форм рельефа всех порядков внутри обширной геомор¬
фологической провинции говорит о тектоническом контроле эндогенных процессов,
отвечающих за формирование релцефа поля Эль-Шамма.
80 '

Вулканические ландшафты Голанских высот
Голанские высоты представляют собой классическое базальтовое плато, вытянутое в
ССЗ-ЮЮВ направлении, наклоненное к западу (по направлению к рифту) и с поверхности
осложненное вулканическими аппаратами центрального типа, причем лавовое плато
является доминирующим вулканическим ландшафтом.
Голанское плато можно подразделить на два геоморфологических района: южные
Голаны (1/4 территории плато) и северные Голаны (3/4 территории плато) (рис. 2).
Южные Голаны ограничены областью выхода на поверхность плиоценовых базальтов, то
есть территория подвергалась денудационному воздействию на протяжении последних
3,5 млн. лет. Несмотря на столь длительное господство экзогенных факторов рельефо-
образования, из-за сухости климата и высокой проницаемости базальтовых пркровов
эрозионная сеть здесь развита слабо. Для южных Голан характерны немногочисленные, но
глубоко врезанные (до 500 м) перпендикулярные рифту каньонообразные долины с
отвесными стенами. Водораздельные пространства представляют собой классический
ландшафт мез, субгоризонтальные поверхности которых находятся на одном гипсо¬
метрическом уровне. Первичный рельеф лавовых потоков полностью уничтожен
денудацией, и на поверхности мез образовался устойчивый почвенный покров.
Рельеф северных Голан в корне отличается от ландшафтов южной части плато. На
северных Голанах на поверхность выходят плейстоценовые базальты, возраст рельефа
варьирует от 1,6 до 0;3 млн. лет и уменьшается на север. Волнистая поверхность
нижнеплейстоценовых лавовых потоков не хранит следов их первичной морфологии.
Однако в1 области распространения покровов Эйн-Зиван (верхний плейстоцен) на их
грядово-ложбинной поверхности сохранились маргинальные валы и краевые уступы
отдельных потоков.
Характерной чертой рельефа северных Голан является наличие каменной брони на
поверхности плато. Броня присутствует всюду, однако расстояние между отдельностями
варьирует в зависимости от возраста лавового потока. Так, в области выхода на
поверхность лав Далуэй расстояние между валунами часто больше 1 м (размеры валунов -
5-20 см), а в районе преобладания лав Эйн-Зиван - 10-30 см (размеры достигают 50-70 см),
но часто обломки покрывают поверхность сплошным слоем. Образование базальтовой
валунной мантии обусловлено особенностями выветривания лавовых потоков в семи¬
аридных условиях: после образованйя шестигранных отдельностей в результате их
разрушения образуются "аккреционные мантии" [15], состоящие из поверхностной валунной
брони и подстилающего почвенного покрова.
Только для лавовых покровов Эйн-Зиван, излившихся из шлакового конуса Одем (самых
молодых), характерны так называемые джубы (арабск.) - изометричные депрессии
невыясненного происхождения (рис. 2). Морфологически джубы можно подразделить на две
группы. В первую (джубы I порядка) входят депрессии, имеющие глубину более 50 м,
диаметр 200-300 м, изометричные в плане и имеющие классический вид взрывных воронок
(в виде перевернутого конуса с крутыми стенками). Во вторую (джубы II порядка) -
понижения до 10 м глубиной, вытянутые в плане на ССЗ, С и ССВ, длиной не более 100 м, с
пологими стенками и плоским днищем. Базальты, обнажающиеся в стенках этих джуб,
демонстрируют уменьшение пористости с глубиной.
Джубы первого порядка, скорее всего, имеют взрывное происхождение. По-видимому,
они образовались в результате взрывов гигантских лавовых пузырей, расположенных в
нижележащем раскаленном лавовом потоке, произошедших после остывания поверх¬
ностного потока. Джубы второго порядка вряд ли образовались в результате эксплозии, что
следует из их размеров и морфологии. Большинство из них, вероятно, сформировалось в
результате обвала кровли каверн в'толще лавовых потоков [1]. Каверны формируются в
результате химического выветривания в лавовой толще [1], чему способствует ее высокая
трещинноватость и проницаемость. Атмосферная вода удаляет продукты выветривания,
увеличивая полости и трещины и образуя каверны, кровля которых обрушивается
впоследствии из-за неустойчивости базальтовых отдельностей [1]. В дальнейшем процессы
денудации увеличивают размеры воронок и превращают их в джубы. В пользу экзогенной
гипотезы происхождения джуб второго порядка также говорит уменьшение пористости
базальтов от бровки к днищу, отражающее нормальное строение лавового потока.
Напоследок следует отметить, что ориентировка джуб повторяет ориентировку всех
форм рельефа вулканического поля Эль-Шамма.
Таким образом, на поверхности лавового плато северных Голан доминирует чингиловый
4 Геоморфология, № 4
81

тип рельефа, который, однако, осложнен формами более низкого порядка, такими, как
останцы гряд коробления, краевых валов, а также небольшие депрессии, джубы и т.д.
Аппараты центрального типа, встречающиеся на Голанском плато, разнообразны; это
лавовые вулканы, шлаковые конусы, небольшие стратовулканы и кратеры взрыва. Все
аппараты располагаются двумя параллельными рядами, вытянутыми с ССЗ на ЮЮВ, и
встречаются на базальтовых покровах всех генераций.
Одна из примитивных вулканогенных форм Голанских высот - лавовые вулканы. Они
встречаются как в виде единичных конусов, так и в виде нескольких слившихся вулканов,
иногда образующих вулканические хребты (например хребет Далуэй), вытянутые в С или
ССЗ направлениях (рис. 2). Лавовые вулканы возвышаются над окружающей поверхностью
не более чем на 30-50 м. Молодые структуры (Qn) имеют форму усеченного конуса, у них
четко выражен кратер (напр. Тель-Эль-Каца). Более древние (Q[) (напр. Абу-Аль-Джадж в
хребте Далуэй) из-за высокой степени разрушения напоминают правильный конус, а склоны
имеют "крупнобугристый" поперечный профиль и очень пологие (меньше 10°). Лавовые
вулканы как источники базальтов различного возраста не являются обособленными
структурами, однако в рельефе дифференцируются довольно четко.
Другая разновидность одноактных вулканических аппаратов, встречающаяся на
Голанском плато - шлаковые конусы. Они имеют вид усеченных конусов с углом наклона
склона 20°-35°. Высота конусов от 30 до 200 м над окружающим пространством, в плане они
изометричны или вытянуты в С или ССЗ направлениях.
Выделяют две генерации шлаковых конусов - раннеплейстоценовые (сложенные
шлаками Шейван) и позднеплейстоценовые (сложенные пирокластикой Одем). Раннеплей¬
стоценовые вулканы (их всего два - Шейван и Шуаф) разрушены настолько, что на дневную
поверхность выходит лавовый конус, во время извержения сформировавшийся в ядре
шлакового, а вся пирокластика снесена к подножиям.
Позднеплейстоценовые шлаковые конусы представлены единичными вулканами
изометричной формы (Шипон, Бар-он, Йосифон и пр ), либо несколькими аппаратами,
образующими вытянутые с севера на юг цепочки (напр. конусы Хермонит, Одем и др.).
Склоны всех единичных аппаратов покрыты риллями - малыми эрозионными формами с
корытообразным поперечным профилем ("зонтичное" расчленение). Для каждого такого
вулкана характерен так называемый открытый кратер - небольшая депрессия, распо¬
лагающаяся обычно на склонах северной или южной экспозиции, образованная часто
лавовым потоком. Также возможно образование "открытого" кратера в результате
интенсивного врезания одного из риллещ в результате чего иногда вскрывается лавовый
или агглютинатовый стержень в ядре конуса. В результате образования открытого кратера
многие вулканы имеют "двугорбый" поперечный профиль.
Цепочки шлаковых конусов обычно расчленены гораздо меньше, на их склонах почти
нет риллей. Цепочки представляют' собой несколько слившихся шлаковых конусов,
образовавшихся, вероятно, синхронно по трещинам С и ССЗ простирания. На вершинах
таких конусов видны кратеры, частично заполненные снесенной с их бортиков
пирокластикой. Глубина таких кратеров в среднем 4-4,5 м, диаметр - 70-80 м. Не все такие
цепочки являются одноактными образованиями; иногда можно видеть пирокластические
тела, примыкающие к основному конусу, отличающиеся от последнего по цвету и составу,
морфологически и литологически идентифицирующие поточный шлаковый конус. Кроме
того, по границам литологически разных шлаковых конусов наблюдается резкое усиление
процессов денудации, что проявляется в образовании небольших (II порядка), но глубоких и
крутостенных долин "сухих" речек.
Любопытно, что несколько вулканов (Одем, Варда и т.д.) интенсивно используются
племенем друзов, населяющих Северные Голаны, под сельскохозяйственные угодья: склоны
конусов террасированы (по данным археологов, возраст этих террас более 100 лет [16]) и
засажены плодовыми деревьями, а на вершинах располагаются резервуары для воды.
Некоторые вулканы используются под выпас овец и коз; в результате их склоны сплошь
покрыты микротеррасками ("коровьи тропы"). Процесс образования таких террасок автор
лично наблюдал на склоне вулкана Одем.
Яркой отличительной чертой всех вулканических аппаратов Голанских высот является,
то, что их вершины увенчаны военными укреплениями того или иного назначения
(блиндажами, установками слежения, подставками для арторудий и т.д.), а склоны часто
пропаханы танковыми бороздами. Это старые сирийские военные объекты, на данный
момент используемые израильской армией для маневров. Таким образом, обстановка в
82

данном регионе оказала существенное влияние на вулканогенный рельеф Голанского
плато, снабдив каждый вулканический аппарат не характерной для него в обычных
условиях надстройкой.
Кроме одноактных вулканических аппаратов на Голанском плато встречаются более
сложно построенные морфоструктуры, такие, как стратовулканы, двойные вулканы и т.д.
Однако они единичны в пределах Голанского плато, поэтому каждая из них заслуживает
особого рассмотрения:
1.	На Голанских высотах есть один двойной вулкан - гора Перес (рис. 2). Это самый
южный, и, возможно, самый молодой вулкан Голанских высот, с наиболее хорошо сох¬
ранившейся первичной морфологией. Вулкан Перес состоит из слившихся лавового
(северного) и шлакового (южного) конусов, имевших, вероятно, общую магматическую
камеру. Структура вытянута с ССЗ на ЮЮВ. Оба конуса имеют хорошо выраженные
кратеры, что нехарактерно для остальных вулканов Голанского плато. Гора Перес является
многоактным вулканогенным образованием (можно выделить по крайней мере два этапа,
разнесенные во времени) [17] и опровергает представление о примитивности и однообразии
проявлений вулканизма к востоку от рифта Мертвого моря, так как на поле Эль-Шамма
подобные морфоструктуры явно получили широкое распространение.
2.	Не менее интересной морфоструктурой является пара Авиталь-Бенталь (рис. 2). Весь
массив вытянут с ССЗ на ЮЮВ на 4 км. Он образовался скорее всего по трещине ССЗ
простирания и имел, вероятно, общую магматическую камеру. Массив состоит из двух
аппаратов - Бенталь на севере и Авиталь на юге. Бенталь - одноактный аппарат, северная
часть которого уничтожена лавовым потоком. Авиталь в своем современном виде имеет
одну с Бенталем высоту, но его вершина и весь северный сектор уничтожены: на их месте
сейчас расположена кальдера (диаметр 2,3 км, глубина около 200 м), внутри которой
находятся два небольших шлаковых Конуса. Склоны вулкана Авиталь и южный склон
вулкана Бенталь покрыты туфообразными отложениями последнего извержения Авиталя.
Представляется возможным следующий механизм формирования кальдеры Авиталя и
его туфов: Авиталь, вероятно, образовался одновременно с Бенталем, но был гораздо выше
последнего. Затем магматическая активность массива временно прекратилась. По
прошествии некоторого времени в результате увеличения давления летучих на стенки
камеры вулкана Авиталь и закупорки его подводящего канала произошла эксплозия, в
результате которой образовалась кальдера. Затем последовал выброс мелкофракционной
пирокластики, которая по прошествии времени сцементировалась и превратилась в туфы.
На заключительной стадии вулканической активности по освобожденному магматическому
каналу образовались дочерние Шлаковые конусы, что на данный момент позволяет
классифицировать вулканический аппарат Авиталь как Сомма-Везувий, где сомма -
остатки пра-Авиталя, а Везувий - дочерние конусы.
3.	Наиболее загадочной вулканогенной структурой является озеро Рцм (Биркет-Рам) в
северо-восточной части плато (рис. 2). Оно изометрично в плане, его диаметр 850 м; озеро
окружено валом, превышение которого над днищем составляет 80 м. Вал сложен
пирокластикой Од ем и перекрыт туфами Биркет-Рам [6].
Можно предложить следующий механизм образования озера и кальдеры: первоначально
на месте озера существовал вулканический аппарат, одновозрастный большинству
шлаковых конусов Голанских высот (это подтверждается тем, что вал озера сложен
пирокластикой4 Одем). Затем в результате изменений условий внутри магматической
камеры произошел взрыв, во время которого была выброшена горячая пирокластика,
впоследствии сцементировавшаяся и преобразовавшаяся в туфы Биркет-Рам. Вал, ок¬
ружающий озеро, является ни чем иным, как бортом кальдеры. Таким образом, тип
вулканического аппарата "кальдера взрыва" также встречается на Голанских высотах и
возможен на всей территории поля Эль-Шамма. Правда, сомнительно наличие в таких
кальдерах воды вследствие резкой континентальности климата.
Таким образом, изложенное выше показывает, что Голанское плато, как и поле Эль-
Шамма в целом, характеризуется разнообразием проявлений вулканической активности,
что выразилось в образовании различных типов вулканогенного рельефа, причем богатство
форм проявилось как среди лавовых потоков, так и среди аппаратов центрального типа.
Структурный контроль проявляется, в основном, в ориентировке форм рельефа всех
порядков в С-Ю или СЗ-ЮВ направлениях, что обусловлено их образованием по разломам и
трещинам, параллельным рифту Мертвого моря - самому северному участку Восточно-
Африканской системы.
4*
83

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Inbar М. Lava caves and surface volcanic carst in the basaltic area of Golan heights // Karstologia. № 4. 1984.
P. 45-49.
2.	Разваляев А.В. Тектоника и история геологического развития Юго-Западного Средиземноморья:
Автореф. дис. ...канд. геол.-мин. наук. М.: МГУ, 1965. 227 с.
3.	Козлов В.А. История геологического развития в неоген-четвертичное время и новейшая тектоника
Сирии: Автореф. дис. ...канд. геол.-мин. наук. М.: МГУ, 1966. 196 с.	„
4.	Shulman N. The late Cenozoic hot spot of the Levant // IGS annual meeting. 1981. P. 54-55.
5.	Garfunkel Z. Tectonic setting of Phanerozoic volcanism in Israel // Isr. J. of Science. 1989. № 38. P. 51-74.
6.	Mor D. A time-table for the Levant Volcanic Province, according to K/Ar dating in the Golan heights. // J. of Afr.
Earth. Sc. 1993. 16(3). P. 223-234.
7.	Garfunkel Z. The regional setting and structural environment of the volcanism of Syrian desert and Golan // IGS
annual meeting. 1981. P. 9.
8.	Michelson H. A comparison of the eastern and western sides of the Sea Galilee // Tectonophysics. 1987. V. 141.
JMb 1-3. P. 125-134.
9.	Heimann A., Weinstein I. Dykes in Israel and their tectonic and magmatic setting. Hermann and Gidon Bayer,
Jerusalem, 1995. 190 p.
10.	Mop Д. Голан - страна вулканов. Иерусалим.: Академон, 1994. 248 с. (на иврите).
11.	Сирия / Богданов А.А. Л.: Недра, 1969. 215 с.
12.	Camp V.E., Roobol M.Y. The Arabian continental alcali-basalt province: p. I. Evolution of Harrat Rahat, Kingdom
of Saudi Arabia // GSA annual meeting. V. 101. 1989. P. 71-95.
13.	Мелекесцев И.В. Вулканизм и рельефообразование. М.: Наука, 1980. 212 с.
14.	Cuba /., Mustafa Н. Structural control of young basaltic fissure eruptions in the plateau basalt area of the Arabian
plate // J. Vole. Geoth. Res. № 35. 1988. P. 319-334.
15.	Wells S.G. Geomorphic assessment of late Quaternary volcanism in the Yukka Mtn., southern Nevada // Geology.
V. 18. № 6. 1990. P. 549-553.	4
16.	Hartal M. Northern Golian heights. // Ph.D. thesis. Jerusalem. 1989. 256 p.
17.	Lang B., Shirav M., Bogoch R. Volcanological aspects of the Har-Peres composite volcano, Golan plateau // Isr.
J. Earth Science. V. 28. № 1. 1979. P. 27-32.
Геологический ин-т РАН	Поступила в редакцию
11.06.98
VARIETY OF VOLCANIC LANDSCAPES IN THE EASTERN MEDITERRANNEAN
AREA (GOLAN PLATEAU AS AN EXAMPLE)
N.E. ZARETSKAYA
Summary
The Golan Heights - the basaltic plateau at the NE flank of the Dead Sea rift - is one of the areas where interaction
between tectonics, volcanism and relief takes place. During the active period of the rift history (Middle Miocene -
Upper Pleistocene) various volcanic landscapes were formed at the Golan plateau and at the neighbouring volcanic field
El-Shamma. Different types of volcanic relief-forming processes in this area were controlled by tectonics. In the post¬
eruption stage climate became the main factor of landforms' development. Different volcanic landforms (such as basaltic
plateaux, cinder and lava cones etc.) are analysed and classified in this article.
84

УДК 551.435.33(268.46)
©1999 г. О.В. ЛЕВЧЕНКО, Ф.А. ЩЕРБАКОВ
ПРИЛИВО-ОТЛИВНЫЕ ФОРМЫ МЕЗОРЕЛЬЕФА ДНА
ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ БЕЛОГО МОРЯ
Введение
Общеизвестны очень крупные (гигантские) песчаные аккумулятивные гряды ("кошки") в
пределах так называемой "Воронки" Белого моря, представляющей собой его крайнюю
восточную часть, открытую в сторону Баренцева моря. Их морфология и динамика, конт¬
ролируемые во многом приливо-отливными течениями, были изучены во время бело¬
морских экспедиций Института океанологии еще в 60-х годах и описаны П.С. Чахотиным,
В.С. Медведевым и В.В. Лонгиновым [1]. Наряду с этими гигантскими грядами, подобными
тем, которые существуют в Северном море, на атлантическом шельфе Северной Америки и
других приливных и штормовых шельфах Мирового океана, в Белом море выявлен целый
"спектр" приливо-отливных, или "торрентогенных" [2] форм рельефа меньших размеров.
Эти в основном аккумулятивные формы мезорельефа сложены песками, покрывающими
практически сплошь все дно "Горла" и "Воронки" [3]. Некоторые из них были охарак¬
теризованы этими авторами, насколько позволяли имевшиеся батиметрические данные, но
в целом степень их изученности остается до настоящего времени недостаточной. В то же
время полный набор таких форм детально изучен и подробно описан для зарубежных
шельфов [4-7] и многие др.
Подобный такому "набору" комплекс форм донного мезорельефа был изучен авторами
статьи при анализе новых данных высокоразрешающего сейсмоакустического профилиро¬
вания, полученных в восточной части Белого моря в 11-м и 12-м рейсах НИС "Академик
Сергей Вавилов" в 1997 г. Этими работами после длительного перерыва возобновились
исследования Института океанологии в восточной части Белого моря, которые проводились
более 20 лет назад [1-3]. Исследования 1997 г. (рис. 1) проводились с помощью судового
узколучевого параметрического профилографа/эхолота ПАРАСАУНД производства фирмы
"Крупп Атлас Электроник" (ФРГ), высокая эффективность которого для исследования
строения дна других шельфовых районов продемонстрирована в предшествующих рейсах
[8-9]. Съемка, выполненная вдоль двух региональных профилей (рис. 1), обеспечила
детальное изучение рельефа дна и структуры первых метров (иногда до 10-15 м) слагающих
его осадков и пород (рис. 2). Однако на большей части исследованных участков плотные
песчаные отложения на поверхности дна рассеивают высокочастотные акустические
сигналы и экранируют строение подстилающей осадочной толщи.
Наблюденные приливо-отливные формы рельефа
Аккумулятивные формы. Всего на двух анализируемых профилях нами выделено шесть
типов обусловленных действием приливо-отливных течений аккумулятивных форм рельефа
и два типа, которые мы считаем эрозионными.
Наиболее распространенной группой подобных аккумулятивных форм мезорельефа дна
являются песчаные волны (рис. 2А, ЗА), развитые вдоль юго-восточной периферии
Кольского полуострова. Это средней величины (до 5-6 м высотой и шириной в основании до
400 м) вилообразные пологие выступы дна, длинные оси которых ориентированы по
нормали к направлению приливо-отливных течений, как это и имеет место на всех
подвергающихся воздействию приливов и океанских штормов шельфах [4]. На полученных
записях ПАРАСАУНДа выделяются два типа песчаных волн: асимметричные и
симметричные.
Асимметричные песчаные волны (рис. ЗА, участки 18 и 19), противоположные склоны
которых имеют разную крутизну и соответственно длину, наблюдаются чаще. Подобные
формы достаточно подробно описаны для приливного шельфа Западной Европы, например,
Северного моря. В обзоре В.В. Лонгинова [10] мы видим очень похожий на беломорские
формы пример именно из этого бассейна со ссылкой на работы Вен Веена ,еще 30-х годов.
Характерной особенностью таких песчаных волн является, как известно, строгая
корреляция между крутизной их склонов и вектором направления равнодействующей
85

Рис. 1. Схема расположения профилей параметрического профилографа ПАРА САУНД 11- и 12-го рейсов
НИС "Академик Сергей Вавилов" (1997 г.) в Белом море с выделенными на них типовыми участками
приливо-отливных форм рельефа
1 - эрозионные врезы; 2 - песчаные массивы; 3 - асимметричные песчаные волны; 4 - симметричные пес¬
чаные волны; 5 - песчаные рифели; 6 - обнажения на дне палеозойских осадочных пород; 7 - "гладкие
пески"; 8 - песчаные гряды; 9 - профили ПАРАСАУНДА; 10 - номера типовых участков; 11 - гладкие пес¬
чаные покровы
приливного и отливного течений: крутой склон совпадает с этим вектором, а пологий -
направлен в обратную сторону. В рассматриваемом районе Белого моря наблюдаются серии
асимметричных волн с более крутыми как южными, так и северными склонами.
Первый тип асимметричных песчаных волн, у которых крутые склоны падают в сторону
центрального бассейна Белого моря, развит преимущественно в "Горле" и в прилегающей
части "Воронки". Только по периферии Теркского берега Кольского полуострова на выходе
в Баренцево море появляются песчаные волны, крутые склоны которых обращены в
сторону последнего. Таким образом, можно предположить, что образование асимметрич¬
ных песчаных волн контролируется интегральными скоростями придонных приливных и
отливных течений. В "Горле" в прилегающей части "Воронки" в придонном слое, по-
Ьидимому, господствует суммарный поток холодных и соленых баренцевоморских вод,
86

Рис. 2. Примеры записей профилографа ПАРАСАУНД в "Горле" и "Воронке" Белого моря (фрагменты
профилей 11-го рейса НИС "Академик Сергей Вавилов")
А - симметричные песчаные волны; Б - песчаные гряды и "гладкие пески"
направленный в сторону центрального бассейна Белого моря, который и формирует
наблюдаемый профиль песчаных волн с крутым южным склоном. Это обусловлено четкой
двухслойной структурой сравнительно маломощной водной толщи в "Горле" Белого моря,
основу нижнего придонного слоя которой составляют именно баренцевоморские воды.
Напротив, в отливном течении здесь господствует поток приповерхностных относительно
опресненных и более теплых беломорских вод, слабо влияющий на донные осадки.
Рельефообразующая роль этого отливного течения из Белого моря, по-видимому, стано¬
вится достаточно активной только на самом выходе в Баренцево море, особенно у северо-
восточной окраины Кольского полуострова, что и находит свое отражение в асим¬
метричном профиле песчаных волн с крутым северным крылом. В 11-м рейсе НИС
"Академик Сергей Вавилов" с помощью приборов "Поток" в "Горле" Белого моря измерены
направленные в сторону Баренцева моря течения, скорость которых достигала 105,5 см/с.
Симметричные песчаные волны с примерно одинаковой крутизной противоположных
склонов наблюдаются также достаточно часто в пределах исследованного участка Белого
моря (рис. 2А и ЗА, участки 21 и 22) как в "Горле", так и в прилегающей к Кольскому
полуострову части "Воронки". Можно выделить также два подтипа симметричных песчаных
волн. Первый подтип - формы с гладкими пологими склонами, такими же, как у
асимметричных песчаных волн. Второй подтип - более резко очерченные формы с острыми
вершинами и неровными склонами. Поверхность последних осложнена многочисленными
мелкими элементами типа рифелей, образовавшимися в результате деятельности
придонных течений. Песчаные волны второго подтипа распространены в большей степени,
чем симметричные песчаные волны первого подтипа. Естественно предположить, что опи¬
санный песчаные волны симметричного профиля формируются на тех же участках дна
"Горла" и западной части "Воронки" Белого моря, где в придонном слое воды скорости
отливной и приливной составляющих этой реверсивной системы течений в целом урав¬
новешены. Соответственно уравновешены их взвесенесущие и рельефообразующие
способности. Здесь не возникает постоянной однонаправленной равнодействующей
скоростей, как на участках формирования асимметричных песчаных волн.
87

Рис. 3. Профили аккумулятивных форм рельефа
А - песчаные волны - симметричные (I), участки 21 и 22 на рис. 1, и асимметричные (II), участки 18 и 19;
Б - песчаные рифели, участок 25
Особенностью рассмотренных выше аккумулятивных приливо-отливных форм рельефа
дна является их регулярный характер, или цикличность. Они практически не встречаются
одиночно и почти всегда образуют продолжительные серии, насчитывающие до 30
следующих друг за другом песчаных волн. В пределах проанализированных профилей одна
такая серия может охватывать участок дна протяженностью до 5 км (рис. 2А, ЗА).
На полученных записях профилографа ПАРАСАУНД выделяются и значительно более
крупные аккумулятивные формы рельефа дна - песчаные гряды (рис. 2Б и 4Б), хотя эти
профили не пересекают те гигантские гряды ("кошки"), о которых говорилось выше.
Выявленные нами песчаные гряды представляют собой вилообразные формы рельефа дна,
вытянутые вдоль направления господствующих приливо-отливных течений. В целом, они
очень похожи на подобные гряды, ранее описанные на приливных шельфах Европы и
Америки Д. Свифтом [4] и мцогими другими авторами. В "Горле", где находится основная
часть выявленных аккумулятивных песчаных гряд, и в исследованной нами части "Воронки"
Белого моря они имеют высоту чаще всего не менее 10 м (местами до 20 м) при ширине у
основания от 600-700 м до 1,5 км (рис. 2Б и 4Б). Их поверхность часто осложнена мелкими
выступами и участками рифелей. Следует отметить, что в основании некоторых наиболее
крупных песчаных гряд прослеживаются фрагменты выступов коренных пород, скорее
всего ледникового генезиса. Последние, по-видимому, стимулировали формирование этих
гряд в данном месте. Как правило, эти формы рельефа одиночные, в отличие от песчаных
волн они не образуют регулярных серий.
Местами в "Горле" наблюдаются довольно крупные возвышенности, которые состоят из
нескольких слившихся в основании -Подобных песчаных гряд. Они образуют еще более
крупные положительные аккумулятивные формы рельефа дна, которые все же существенно
меньше гигантских гряд - "кошек" |в центральной части "Воронки" Белого моря. По
аналогии с термином, введенным Д. Свифтом [4] для крупных аккумулятивных песчаных
тел сложной конфигурации на шельфе Северной Америки, мы назвали эти комплексы
песчаными массивами. В "Горле" Белого моря такие массивы представляют собой песчаные
валы с довольно неровной поверхностью, которые вытянуты вдоль простирания этого
"пролива", т.е. в направлении действия приливо-отливных течений. Их высота достигает 20-
30 м при ширине у основания 4-10 км. В основании этих массивов обычно выделяются
выступы коренного более древнего, по-видимому, моренного рельефа, который под
экранирующей песчаной толщей на записях профилографа ПАРАСАУНД следится нечетко.
Контрастным по отношению к рассмотренным выше положительным волнам и грядам
является другой наблюдаемый тип также созданных приливо-отливными течениями
. аккумулятивных форм рельефа - сложенные песками очень ровные и гладкие участки дна
преимущественно в "Горле" Белого моря. Их поверхность имеет слабовыпуклый и очень
88

Рис. 4. Профили аккумулятивных форм рельефа
А - выровненные участки дна - "гладкие пески" (по [4]), участки 3 и 26 на рис. 1; Б - песчаные гряды,
участки 10, 13, 14 и 16
пологий профиль (рис. 2Б и 4А, участки 3 и 26). На наш взгляд, вполне правомерно
использовать для этих форм, предложенный Д. Свифтом [4] термин "гладкий песок" (smooth
sand). Этим автором выявлены обширные участки сплошного развития таких песков на
атлантическом шельфе Северной Америки. В "Горле" Белого моря участки "гладких
песков" занимают существенно меньшие площади и, по-видимому, представляют собой
поверхности песчаных линз, заполняющих впадины коренного (моренного) рельефа.
Мощность таких линз достигает 10 м (рис. 4А), а их выровненная поверхность на профиле
ПАРАСАУНДа в северо-восточной части "Горла" непрерывно следится на протяжении
около 20 км. В Белом море также прослеживается связь аккумулятивных песчаных волн с
зонами "гладких песков", которая была ранее установлена Д. Свифтом [4]. На наших
профилях ПАРАСАУНДа четко видны небольшие серии песчаных волн на пологих склонах
слабовыпуклой поверхности "гладких песков" (рис. 4А, участок 26).
Наконец, в качестве отдельного типа создаваемого приливо-отливными течениями
аккумулятивного рельефа преимущественно песчаного морского дна могут быть выделены
обширные поля сплошного развития специфических форм микрорельефа - песчаных
рифелей высотой до 1 м (местами 1,5-1,7 м) при ширине основания около 50-60 м (рис. ЗБ).
Максимальная протяженность участков сплошного развития рифелей на профилях
ПАРАСАУНДа достигает 5 км. Как и у всех описанных в литературе подобных
микронеровностей песчаного дна, длинные оси наблюденных рифелей ориентированы
вкрест направлению приливо-отливного течения.
Эрозионные формы. Высокая разрешающая способность профилографа ПАРАСАУНД,
обеспечивающая большую детальность при изучении рельефа морского дна, позволила
также выявить и закартографировать эрозионные формы, которые возникли на дне
восточной части Белого моря в результате деятельности приливо-отливных течений. Здесь
выделяется два типа эрозионных форм.
Первый тип, чисто эрозионный - это неглубокие врезы (промоины) в коренном,
сложенном рыхлыми ледниковыми осадками дне. Их глубина составляет около 10 м при
ширине верхней части порядка 150 м (рис. 5А). Они имеют характерный V-образный
профиль.
Другой тип выделенных нами отрицательных форм рельефа дна следует считать скорее
структурно-эрозионным. Это довольно крупные желоба глубиной до 30 м и шириной до
2 км, которые, несомненно, первично структурно обусловлены. Характерной чертой таких
врезов, как, например, желоб близ мыса Вепревский на Зимнем берегу в начальной части
"Горла" (рис. 1), является плоское дно (тальвег). Как правило, в основании одного из крутых
89

Рис. 5. Профили некоторых эрозионных форм, созданных приливо-отливными течениями
А - эрозионные врезы, участки 1 и 2 на рис. 1; Б - грядовые выходы палеозойских пластов, участки 7 и 8
склонов желоба наблюдается неглубокий узкий каньон. Последний отражает активное
эрозионное воздействие современных придонных течений, тогда как морфология самого
крупного желоба обусловлена его первичной разломной природой.
К эрозионным формам рельефа, созданного приливо-отливными течениями, мы относим
также выявленные на записях профилографа ПАРАСАУНД в "Воронке" близ Терского,
берега Кольского полуострова обнажения на дне моря коренных пород палеозойского
возраста (рис. 5Б). Они образуют характерную грядовую поверхность из выступающих
вверх торцов пластов этих древних осадочных пород. Формирование грядового рельефа дна
в местах выхода на его поверхность палеозойских пород, по-видимому, обусловлено ин¬
тенсивным размывом приливо-отливными течениями маломощного здесь покрова рыхлых
четвертичных отложений ледникового и ледниково-морского генезиса с последующим
выносом продуктов размыва в Баренцево море. Это может свидетельствовать о том, что в
данном месте имеется структурно обусловленное поднятие в рельефе докембрийско-па-
леозойского фундамента, которое контролировало малые мощности рыхлых четвертичных
отложений.
Заключение
Основной целью данной статьи было познакомить научное сообщество с новыми
детальными данными о рельефе дна восточной части Белого моря, впервые полученными
в результате сейсмоакустического профилирования с применением новой совре¬
менной техники - высокоразрешающим аппаратурным комплексом ПАРАСАУНД. Авторы
ограничились кратким описанием полученных данных с приведением наиболее характерных
примеров и предложили классификацию выявленных аккумулятивных и эрозионных форм
рельефа приливо-отливного беломорского шельфа, сформировавшихся в результате
активной деятельности этих течений. На основании предварительного анализа полученных
данных можно сформулировать ряд выводов об их генезисе.
1)	В восточной части Белого моря, характеризующейся активным гидродинамическим
режимом, развиты те же аккумулятивные формы рельефа дна (песчаные волны, гряды и
массивы; зоны "гладкого песка" и рифелей и т.п.), что и на широко изученных приливных
шельфах Европы и Америки (например, [4]). Наряду с этим, в "Горле" и "Воронке" Белого
моря выявлены структурно обусловленные специфические формы, созданные приливо-
отливными течениями (сравнительно крупные желоба, грядовые поверхности выходов
коренных палеозойских пород).
2)	Формирование асимметричных песчаных волн на большей части "Горла" и "Воронки"
Белого моря контролируется приливным течением холодных и соленых баренцевоморских
вод. Только на выходе в Баренцево море отливное течение относительно опресненных и
более теплых беломорских вод начинает играть основную роль в образовании аккумуля¬
тивных песчаных волн. На участках, где скорости обоих течений примерно уравновешены,
развиты симметричные песчаные волны.
90

3)	В восточной части Белого моря аккумулятивные формы рельефа - песчаные волны и
песчаные рифели, Образующие протяженные серии - вытянуты обычно вкрест направления
приливо-отливных течений, тогда как одиночные более крупные аккумулятивные формы -
песчаные гряды и массивы - вдоль этого направления.
4)	Формирование некоторых крупных песчаных одиночных гряд и массивов в "Горле" и
"Воронке" Белого моря контролировалось выступами более древнего коренного моренного
рельефа.
5)	В отличие от протяженных зон на приливных шельфах Европы и Америки,
в восточной части Белого моря зоны "гладкого песка" приурочены к песчаным линзам,
заполняющим впадины коренного моренного рельефа.
В заключение хотелось бы отметить, что исследования, проведенные в 11-м и 12-м
рейсах НИС "Академик Сергей Вавилов" на высоком современном техническом уровне,
позволили существенно детализировать картину рельефа дна "Горла" и "Воронки",
сформированного приливо-отливными течениями, дополнив ее выявлением в восточной
части Белого моря целого спектра как типичных для приливных шельфов форм, так и
некоторых специфических для данного бассейна. Авторы надеются, что данная работа,
после 20-летнего перерыва возобновившая изучение приливо-отливных форм рельефа дна в
пределах "Горла" и "Воронки" Белого моря, является лишь первой в ряду подобных
исследований в арктических экспедициях Института океанологии им. П.П. Ширшова РАН.
Поэтому одной из целей данной публикации являются рекомендации для последующего
систематического изучения этих приливо-отливных форм рельефа в Белом море. Нам
представляется, что необходимо с учетом полученных данных выполнить детальную
площадную съемку различных типов структур и провести их геологическое опробование1.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Чахотин П.С., Медведев В.С., Лонгинов В.В. Песчаные волны и гряды на дне океана // Океанология.
1972. Т. XII. Вып. 3. С. 457-469.
2.	Леонтьев О.К., Геришнович Д.Е. Шельф: некоторые вопросы терминологии, геоморфологии и гео¬
логической истории // Проблемы геологии шельфа. М.: Наука, 1975. С. 13—19.
3.	Невесский Е.Н., Медведев В.С., Калиненко В.В. Белое море. Седиментогенез и история развития в
голоцене. М.: Наука, 1977. 236 с.
4.	Swift DJ.P. Tidal sand ridges and shoal-retreat massifs // Marine Geol. 1975. V. 18. № 2. P. 105-134.
5.	Fleming R.W. Factors controlling shelf sediments, dispersal layers on inner continental margin. In.: Sedimentary
dynamics on continental shelves. Marine Geol. 1981. V. 42. № 1-4. P. 259-277.
6.	Field M.S., Nelson CM., Cachione D.A., Drake D.E. Sand waves on an epicontinental shelf: north Bering Sea //
Marine Geol. 1981. V. 42. № l^t. P. 233-258.
7.	Figueizedo A.G., Sanders J.E., Swift DJ.P. Storm-graded layers on inner continental shelves: examples from
southern Brazil and the Atlantic coast of the Central United States // Sedimentology. 1982. V. 31. № 3-4.
P. 241-257.
8.	iioHUH A.C., Павлидис Ю.А., Щербаков Ф.А. Проблемы геоморфологии гляциальных шельфов //
Геоморфология. 1993. № 1. С. 15-31.
9.	Павлидис Ю.А. Шельф Мирового океана в позднечетвертичное время. М.: Наука, 1992. 272 с.
10.	Лонгинов В.В. Очерки литодинамики океанов. М.: Наука, 1973. 243 с.
Институт океанологии РАН	Поступила в редакцию
20.05.98
1 Авторы статьи выражают глубокую признательность экипажу НИС "Академик Сергей Вавилов" и
коллегам - участникам регистрации данных на профилографе ПАРАСАУНД в 11-м и 12-м рейсах, а также
Ю.А. Павлидису, ознакомившемуся с работой и высказавшему ряд ценных замечаний.
91

TIDAL MESORELIEF AT THE BOTTOM OF THE EASTERN PART
OF THE WHITE SEA
O.V. LEVCHENKO, F.A. SCHERBAKOV
Summary
The data obtained by the parametric fathometer "Arasound" in 1997 during the run of the research sbip
"Academician Sergey Vavilov" in the eastern part of the White Sea were processed. Six accumulative and two erosion
tidal landform types are characterized. Sand ridges, sand waves of two types, sand ripple and glib sands may be
mentioned among accumulative forms. The conditions of such landform existence and their distribution within the area
are discussed.
УДК 551.4.037:550.8.012(-925.12)
© 1999 г. И.С. НОВИКОВ, А.И. ДАК
СКЛОНОВЫЕ ОРЕОЛЫ РАССЕЯНИЯ ИНДИКАТОРНЫХ МИНЕРАЛОВ
КИМБЕРЛИТОВ В ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИЯХ
СЕВЕРА СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ
Введение
Изучение закономерностей формирования ореолов рассеяния минералов кимберлитовых
тел в пределах Сибирской платформы началось в 50-х годах, еще на стадии поиска первых
кимберлитопроявлений. С тех пор выполнено большое количество тематических иссле¬
дований, опубликовано значительное число статей и монографий, затрагивающих этот
вопрос. Можно признать, что на качественном уровне проблема решена. Однако до
построения полноценной теории формирования шлихо-минералогических ореолов рассея¬
ния минералов-индикаторов кимберлитов (МИК) еще далеко. Во-первых, исследователи
рассматривают преимущественно вопросы эволюции минеральной ассоциации, уже
попавшей в аллювиальные отложения. Особенно подробно рассмотрен вопрос сохранности
минералов в зависимости от их удаления от коренного источника [1-11]. .Однако перед тем
как попасть в русловые отложения, продукты разрушения кимберлитов должны сначала
переместиться комплексом процессов по склону, если только кимберлитовое тело не
выходит на поверхность непосредственно в русле реки. Формирующийся при этом первич¬
ный склоновый ореол рассеяния является основным источником, из которого характерные
минералы кимберлитов попадают в речную сеть. Во-вторых, эволюция первичной ассо¬
циации кимберлитовых минералов рассматривается, как правило, вне связи с конкретными
геолого-геоморфологическими особенностями территории. Закономерности формирования
первичных склоновых ореолов не только не нашли должного отражения в публикациях, но
и вообще разработаны недостаточно. Очевидно, что в таких ореолах ведущую роль играют
склоновые процессы, контролируемые в основном геолого-геоморфологическими обста¬
новками. В геологическом отношении на севере Сибирской платформы можно выделить
следующие крупные области (рис. 1): Анабарский щит, в пределах которого на поверхность
выходят глубоко метаморфизованные породы архея и протерозоя; область распространения
венд-кембрийских карбонатных пород из основания разреза Анабарской антеклизы и
область выхода на поверхность песчаных пермских пород, пронизанных долеритовыми
интрузиями, относящихся к верхам разреза антеклизы. Таким образом, для начала
достаточно охарактеризовать ореолы для трех основных геологических обстановок.
В основу данной публикации легли результаты, полученные А.И. Даком (АК "Алмазы
России-Саха") в ходе тематических работ 1989-1991 гг. по картированию минералогических
ореолов рассеяния ряда кимберлитовых тел и материалы геоморфологических
исследований И.С. Новикова (ИГ СО РАН), проводившихся в 1993-1994 гг. Было изучено
пять участков (рис. 2), из которых "Хардах", "Архей" и "Харахтах" расположены в области
92

Рис. 1. Положение изученных участков "Харахтах" (А), "Хардах" и "Архей" (Б), "Нюрба" (В) и "Куранах"
(Г) в геологической структуре севера Сибирской платформы
Фундамент платформы: 1 - позднеархейские кристаллические сланцы и гнейсы; чехол платформы: 2 -
позднепротерозойские сланцы, песчаники, конгломераты; известняки, мергели, доломиты: 3 - ранне-
кембрийские, 4 - среднекембрийские, 5 - позднекембрийские; 6 - пермские песчаники, алевролиты, мергели;
7 - раннетриасовые базальты и их туфы; 8 - раннеюрские песчаники, алевролиты, глины; нестратифи-
цированные образования: 9 - позднепалеогеновые импактиты Попигайского кратера, 10 - гранитные
интрузии, 11 - долеритовые тела; прочие обозначения: 12 - а- изученные участки, б - геологические
границы
выхода на поверхность метаморфических пород Анабарского щита. "Дуранах" харак¬
теризует обстановки в области развития карбонатных пород основания антеклизы, а
участок "Нюрба" расположен в области распространения песчаных пород периферии
антеклизы.
Геолого-геоморфологические обстановки формирования склоновых ореолов рассеяния.
В настоящее время в пределах кристаллических пород Анабарского щита известно
несколько кимберлитовых трубок, ни одна из которых не была обнаружена шлиховым
методом. Часть трубок была предсказана шлиховой съемкой и открыта при проведении
горных выработок на участках магнитных Аномалий (Харахтах), другие обнаружены только
благодаря геофизике (Архейская, Орион, Полярная), и третьи найдены по результатам
дешифрирования аэрофотоматериалов (Хардах и др.).
93

Рис. 2. Геолого-геоморфологическое строение изученных участков: Геоморфологические элементы:
поверхности: субгорйзонтальные денудационные поверхности с высотными отметками: 1 - 106-115 м,
2 - 121-124 м, 3 - 133-138 м,4- 150-158 м, 5 - 200-205 м, 6 - 255-260 м, 7- 283-287 м, 8 - 316-325 м,
9 - 341-350 м; субгоризонтальные элементы аллювиального рельефа: 10 - русло, пойма и первая терраса
инстративных водотоков, 77 - вторая терраса, 12 - заболоченные верховья мелких водотоков, 13 - русло,
пойма и первая терраса перстративных водотоков; склоны: 14 - слабонаклонные солифлюкционные, 15 -
средней крутизны десерпционные, 16- средней крутизны осыпные и десерпционные, 77- слабонаклонные
йоверхности десерпционных шлейфов, 18 - слабонаклонные со лиф люкционно-десерпционные; 79-
отпрепарированные кровли межпластовых интрузий; геоморфологические границы: 20 - линии подошвы, 27 -
скругленные бровки (а) и гребни (б), 22 - обрывистые бровки. Элементы геологии: 23 - поздне¬
протерозойские и раннекембрийские известняки и доломиты, 24 - пермские песчаники, алевролиты, 25 -
интрузии долеритов, 26 - позднеархейские кристаллические сланцы и гнейсы, 27 - геологические границы.
Прочие обозначения: 28 - участки с изученными склоновыми ореолами кимберлитовых тел. Названия
участков см. рис. 1
94

Работы на участке "Харахтах" (рис. 2 А) имели целью изучить первичный ореол
рассеяния МИК трубки Харахтах, расположенный в верховьях одноименного ручья, правого
притока Ары-Мастах, впадающего в нее в 30 км выше устья. Трубка открыта в 1965 г. при
проходке шурфов в пределах геофизической аномалии, кимберлитовая природа которой
была предсказана заранее, по результатам детальных шлиховых поисков, когда в аллювии в
верховьях ручья были установлены высокие содержания пикроильменита со следами
лейкоксеновой оболочки (т.е. не подвергшегося дальнему переносу).
В геологическом строении участка принимают участие породы хапчанской серии
архейского метаморфического комплекса, представленные биотит-гранатовыми гнейсами.
В пределах участка развиты две субгоризонтальные заболоченные выровненные поверх¬
ности 255-260 м и 150-158 м. Развитие термокарста на поверхности с отметками 150-158 м
свидетельствует о значительной мощности рыхлых отложений, что позволяет рассматри¬
вать данную поверхность как потенциальный промежуточный коллектор. На данном учас¬
тке преобладают склоны двух типов: солифлюкционные с углом наклона 1-3°, покрытые
сплошным маломощным чехлом рыхлых отложений, и десерпционные с углом наклона 4-5°,
в их пределах сквозь прерывистый чехол рыхлых отложений просвечивает слоистая
структура коренных пород. В долине Ары-Мастах выделяется два уровня аккумуляции:
нерасчлененные пойма и первая надпойменная терраса с отметками 83-85 м и вторая
надпойменная терраса с отметками 93-95 м. Крутизна примыкающих к долине склонов до
10°, чехол отложений местами полностью отсутствует.
Очевидно, что интенсивность склоновых процессов в пределах участка незначительна,
поскольку заметные концентрации кимберлитовых минералов отмечаются только в
склоновых отложениях непосредственно над кимберлитовой трубкой и в пределах узкой
полосы, протягивающейся вниз по склону (рис. 3 А). Миграция материала осуществляется
преимущественно при сползании чехла отложений по склону.
Представляют интерес странным образом локализованные высокие концентрации пик¬
роильменита в аллювии ручья Арылаах, расположенного по другую сторону водоразде¬
ла (!). Впервые этот факт был установлен еще при шлиховом опробовании долины реки
Ары-Мастах в шестидесятых годах, когда находки пикроильменита были сделаны не только
в аллювии ручья, но и в ряде шлихов из склоновых отложений борта долины. Анализ гео¬
морфологической ситуации позволяет связать их с размывом аккумулятивного чехла по¬
верхности с отметками 150-158 м, который играет роль промежуточного коллектора для
материала более раннего этапа денудации трубки Харахтах (до того времени как ручей Ха¬
рахтах приблизился своими верховьями к трубке, и когда она, по мере врезания ручьями
формирования его долины, оказалась отделенной от долины реки Ары-Мастах водораз¬
делом).
Опираясь на данные по ореолу трубки Харахтах, можно ожидать, что разрушение
первичной магматогенной поверхности на зернах пикроильменита в характерной для
района аллювиальной среде происходит на незначительном удалении от первоисточника и
первым по значению прогнозным признаком в этих условиях служит сама аномально
высокая его концентрация. Во-вторых, абразивно устойчивые минералы, поступающие в
склоновые отложения при разрушении кимберлитового тела (оливин, пироп) сразу
теряются среди сходных по свойствам минералов (альмандина, ильменита и магнетита),
образующихся при разрушении вмещающих метаморфических пород и перестают
улавливаться стандартными процедурами шлихового опробования даже вблизи коренного
источника, поэтому на площади распространения архейских метаморфических образований
выявление ореолов рассеяния минералов кимберлитового генезиса в русловых отложениях
практически невозможно.
На территории, примыкающей к рубке Хардах, выделено два ореола МИК - участки
"Хардах" и "Архей" (рис. 2Б, ЗБ). В геоморфологическом строении этой территории выде¬
ляются две субгоризонтальные денудационные поверхности (316-325 м и 200-205 м). Их
распространение в районе развития субвертикально падающих слоистых метаморфических
толщ исключает избирательно-денудационный механизм формирования. На поверхностях
развиты маломощные (примерно 0,5 м) элювиальные щебнисто-глыбовые суглинки, из ко¬
торых выступают глыбовые развалы на местах выхода устойчивых пачек метаморфической
толщи. Субгоризонтальные поверхности часто ограничены небольшими скальными обры¬
вами. В настоящее время углы наклона этих поверхностей от 0 до 2°, и вынос материала с
них практически исключен. Обрамляющие склоны делятся на две категории. Участки
с истонченным чехлом склоновых отложений (0-0,5 м), сквозь который просве¬
чивают метаморфические складчатые структуры, имеют углы наклона 3-10°, а
95

Рис. 3. Содержание минералов тяжелой фракции шлиха в склоновых ореолах
1 - изолинии областей с суммарным весовым содержанием пиропа и пикроильменита вмгнаЮл, 2 - точки
отбора проб: а - в аллювии, б - в склоновых отложениях, 3 - контуры кимберлитовых тел, 4 - геомор¬
фологические элементы (см, рис. 2). Названия участков см. рис. 1
участки, покрытые более мощным плащом делювия, имеют углы наклона до 3°. На склонах
первого типа происходит транзитное перемещение материала, и в естественных ловушках
возможно накопление тяжелой фракции. На склонах второго типа происходит накопление
склоновых отложений и разубоживание тяжелой фракции. В долинах Большой Куонамки и
ее правых притоков развиты пойма и первая надпойменная, а местами и вторая
надпойменная террасы; отложения последней частично перекрыты делювиальным
шлейфом. Анализ аэрофотоматериалов позволяет уверенно выделить неглубокую круглую
воронку диаметром около 200 м, образованную при разрушении пород кимберлитовой
трубки Хардах, разрывающую бровку субгоризонтальной поверхности. Важно отметить
наличие в пределах расположенного ниже склона ряда диагональных ложбин, образованных
в ходе избирательной денудации пород основания, которые позволяют материалу
96

перемещаться вкрест падения склона и попадать в русловый аллювий реки Хардах на
протяжении примерно 1750 м от устья. Однако это не единственный источник кимбер¬
литового материала в аллювии данного ручья. В одной из десяти отобранных проб по
левому борту ручья Хардах было найдено 18 знаков пикроильменита прекрасной сохран¬
ности. Изучение результатов работ предшественников показало, что еще в 1963 г. при
отборе бортовых шлихов в долине Большой Куонамки в одной пробе близ устья ручья
Хардах был установлен свежий пикроил^менит. Это послужило нам основанием для
постановки детального шлихового опробования на участке "Хардах". Всего было отобрано
около 50 шлихов из склоновых отложений. Обнаруженные в них кимберлитовые минералы
характеризуются идеальной сохранностью. Для сравнения был изучен ореол на трубке
Хардах (участок "Архей”). Набор кимберлитовых минералов и их физиографические
характеристики в обоих ореолах идентичны. Это позволяет предположить существование
неизвестного кимберлитового тела на левобережье ручья Хардах в его приустьевой части.
Тело перекрыто шлейфом склоновых отложений, затрудняющим его обнаружение
поверхностным шлихованием. Судить о размерах тела сложно, так как проведенное
опробование не дало отчетливой картины строения ореола.
В качестве объекта для изучения поведения кимберлитовых минералов в поле развития
пермских отложений был выбран ореол кимберлитовой трубки Нюрба, расположенной в
верховьях реки Куччугуй-Куойка, левого притока реки Куойка, впадающего в нее примерно
в 30 км от устья (рис. 2В, ЗВ). В геологическом строении территории принимают участие
известняки еркекетской свиты нижнего кембрия, слагающие днище долины реки Куччугуй-
Куойка в ее нижнем течении. На известняках несогласно залегают пепельно-серые
полевошпат-кварцевые пески пермской системы, перекрытые большей частью породами
трапповой формации нижнетриасового возраста. Трапповые покровы на вершинах
возвышенностей района относятся к единой межпластовой интрузии долеритов, расчле¬
ненной долинами водотоков. Породами кровли, вероятно, являлись также пермские пески и
песчаники с прослоями гравелитов и мелкогалечных конгломератов. Один иэ таких остан-
цов кровли пермских песчаников окружает выход на поверхность кимберлитовой трубки
Нюрба. Долеритовое тело в южной половине участка имеет слоистое строение, слои
отпрепарированы денудацией. Видимая мощность долеритовой толщи 193 м. Структурный
рельеф имеет ступенчатое строение с абсолютными отметками ступеней 207-213, 234, 250,
275-280, 306 м. От нижележащей равнины, сложенной пермскими песками и занимающей
северную половину участка, долеритовые возвышенности отделены уступом крутизной
8-10°, покрытым крупными глыбами. Подножье уступа занято щебнисто-глыбовым шлей¬
фом с углами наклона около 5°. Поверхности отпрепарированных долеритовых слоев субго¬
ризонтальны, а крутизна разделяющих их склонов 5-8°. В центральной части южной
половины участка имеется межсопочное понижение с отметками днища 230 м, занятое
аллювиально-делювиальными отложениями. Сложенная пермскими песками равнина, над
которой выступают бронированные долеритовым покровом возвышенности, имеет
трехъярусное строение. Абсолютные отметки ярусов 106-115, 120-124 и 133-138 м. Разде¬
лены они отчетливо выраженными уступами и имеют слабый наклон к западу. Аллю¬
виальные образования приурочены к нижнему ярусу и образуют в его пределах сетчатую
структуру; они сильно заболочены, сток часто выражен слабо.
Трубка Нюрба была открыта классическим способом: сначала путем прослеживания
ореола кимберлитовых минералов в аллювии, затем на склоне сетью шлихов. В точках
максимальных концентраций кимберлитовых минералов были пройдены шурфы, которые
вскрыли кимберлит. По форме трубка представляет собой эллипс 30 х 45 м. Мощность
перекрывающих отложений 2,0-3,0 м, и представлены они льдистым суглинком с валунами
(до 30-40%) долеритов. Элювиальные отложения на трубке почти не наблюдаются.
Вмещающие породы - рыхлые песчаники пермского возраста.
Карбонатные породы нижнего палеозоя являются характерным обрамлением для
подавляющего большинства кимберлитовых тел севера Якутии, и объектом для изучения
ореола кимберлитовых минералов в этой геологической ситуации была выбрана трубка
Куранахская (участок "Куранах” 2Г, ЗГ).
Геоморфологическое строение территории, примыкающей к трубке Куранахская,
достаточно однообразно. В горизонтально залегающих кембрийских известняках
выработано три денудационных уровня 283-287, 316-325, 341-350 м. Наиболее широко
распространен уровень 341-350 м, образующий водоразделы почти всех водотоков.
Северные склоны имеют угол наклона примерно 5°, на них встречаются развалы глыб
известняков (особенно вблизи бровок). Прочие склоны характеризуются более мощным
97

чехлом рыхлых отложений, их крутизна не превышает 3°. Аллювиальные поверхности
развиты в виде узких полос в руслах современных водотоков (первая терраса и пойма).
Абсолютные отметки распространения аллювиальных образований изменяются на рассмот¬
ренном отрезке реки Улахан-Куранах с 207 до 262 м. Трубка Куранахская попадает в зону
сочленения поверхности 283-287 м и нижележащего склона, что находит свое отражение в
строении ее ореола. Ореол трубки был оконтурен шлифовым опробованием делювиальных
осадков склонов. Важно отметить существование более раннего ореола рассеяния
кимберлитовых минералов трубки Куранахская в рыхлых отложениях поверхности высотой
283-287 м. Переотложение материала этого промежуточного коллектора привело к иска¬
жению ожидавшихся параметров ореола, в первую очередь к существенному расширению
потока, рассеяния, составившего на одной горизонтали с телом 400 м (при диаметре трубки
около 70 м), что не наблюдалось ни на одном из ореолов, описанных ранее. В изолиниях
концентраций (рис. ЗГ) позиция трубки выделяется очень контрастно, так что смешение
ореолов разных генераций не привело к усложнению поисковой картины, а лишь увеличило
площадь ореола. Физиографические особенности кимберлитовых минералов не позволяют
разделить материал этих ореолов. Примечательно, что фоновое содержание тяжелой
фракции в делювиальных отложениях участка крайне низкое и ореол рассеяния
кимберлитового тела очень контрастен.
Заключение
Изучение склоновых ореолов кимберлитовых тел севера Сибирской платформы
показывает, что здесь существует три основных типа геолого-геоморфологических обста¬
новок.
Во-первых, это область выхода на поверхность архейско-протерозойских метаморфичес¬
ких пород, слагающих фундамент платформы. Широкое развитие десерпционных склонов,
малая мощность склоновых отложений позволяют обнаруживать тела кимберлитов путем
дешифрирования аэрофотоматериалов, обеспечивают непрерывное поступление кимберли¬
товых минералов в склоновые отложения. Однако высокое содержание минералов тяжелой
фракции в рельефообразующих породах не позволяет в полевых условиях выделять на
общем фоне собственно кимберлитовые минералы, что резко снижает здесь эффективность
шлихового метода.
Во-вторых, это область выхода на поверхность кембрийских известняков основания
чехла платформы. Здесь преобладают солифлюкционные склоны и значительные мощности
склоновых отложений, маскирующие тела кимберлитов. Тем не менее, мерзлотные
процессы обеспечивают поступление кимберлитовых минералов в склоновые отложения и
их транспортировку до постоянных водотоков, что наряду с низким фоновым содержанием
минералов тяжелой фракции делает эту область наиболее удобной для применения
шлиховых методов поисков кимберлитовых тел.
В-третьих, особый класс составляют области выходов на поверхность песчаных пермских
пород, пронизанных интрузцями долеритов. Здесь солифлюкционно-десерпционные про¬
цессы пологих склонов в пермских отложениях и десерпционно-бсыпные процессы крутых
склонов в долеритах приводят к разубоживанию кимберлитовых минералов либо слишком
мелкой, либо слишком крупной фракцией склоновых отложений, что затрудняет обнару¬
жение кимберлитового тела при шлиховом опробовании, однако при квалифицированном
отборе шлихов, несмотря на сравнительно низкое содержание минералов тяжелбй фракции
в склоновых отложениях, это вполне возможно.
Сложная геоморфологическая история территории в позднем мезозое-кайнозое обусло¬
вила наличие в ее пределах многочисленных разновозрастных субгоризонтальных дену¬
дационных поверхностей, прослеженных в высотном интервале от 105 до 350 м. Рыхлые
отложения, перекрывающие эти поверхности, служат промежуточными коллекторами. Их
размыв существенно осложняет картину современных склоновых ореолов и приводит к
распространению повышенных концентраций МИК как в вышележащих частях склонов, так
и даже на противоположных склонах локальных водоразделов.
98

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Алмазные месторождения Якутии / Под ред. Бобриевич А.П. и др. М.: Госгеолтехиздат, 1959. 525 с.
2.	Афанасьев В.П., Варламов В А., Гаранин В.К. Зависимость износа кимберлитовых минералов от
условий и дальности транспортировки // Геология и геофизика. 1984. № 10. С. 119-125.
3.	Афанасьев В.П. О механическом износе кимберлитовых материалов в шлихах // Сов. геология, 1986.
.	№ 10. С. 3-12.
4.	Афанасьев В.П. К методике минералогического картирования шлиховых ореолов кимберлитовых тел //
Геология и геофизика. 1989. № 5. С. 36-42.
5.	Афанасьев В.П. Закономерности эволюции кимберлитовых минералов чи их ассоциаций при
формировании шлиховых ореолов // Геология и геофизика. 1991. № 2. С. 78-84. '
6.	Боткунов А.И. Изменение спутников алмаза в процессе аллювиального переноса // Геология и полезные
ископаемые Восточной Сибири. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1985. С. 147-152.
7.	Подвысоц/сий В.Т., Белов Е.Н. Состав и условия формирования древних осадочных коллекторов и
россыпей алмазов. Якутск: 1995. 164 с.
8.	Прокопчу к Б.И., Кострюков М.С., Королева Н.М. Сохранность пиропа в зависимости от условий
транспортировки рыхлых отложений // Изв. вузов. Геология и разведка. 1964. № 5. С. 58-63.
9.	Рожков И.С., Михалев Г.И., Прокопчук Б.И., Шамшина Э.А. Алмазоносные россыпи Западной Якутии.
М.: Наука, 1967. 280 с.
10.	Салтыков О.Г., Скриплева Г.И. Эволюция зерен пикроильменита в потоковых отложениях
Малоботуобинского района // Геология и геофизика. 1973. № 2. С. 112—117.
11.	Харькив АД. Минералогические основы поисков алмазных месторождений. М.: Недра, 1978. 136 с.
ОИГГиМ СО РАН, Новосибирск	Поступила в редакцию
03.02.97
SLOPE DISPERSION AUREOLE OF KIMBERLITE MINERAL DETECTORS
UNDER THE GEOMORPHOLOGICAL CONDITIONS AT THE NORTHERN PART
OF SIBERIAN PLATFORM
I.S. NOVIKOV, A.I. DUCK
Summary
Complex geomorphological development of the territory under consideration caused the existence of several
subhorizontal denudation surfaces within the height's range of 105-350 m. Unconsolidated sediments of low thickness
occurring on these surfaces serve as intermediate collectors. Their erosion makes the pattern of recent slope aureoles
rather complicated and causes their propagation up the slopes and over local watersheds.
УДК 551.435.132
© 1999 г. Г.А. ПОСТОЛЕНКО
О СЛОЖНОСТИ СТРОЕНИЯ ТЕРРАСОВЫХ РЯДОВ
В РЕЧНЫХ ДОЛИНАХ
Изучение речных долин и аллювия речных террас составляет одну из важных сторон
каждого регионального исследования. Между тем, единства в представлениях о механизме
формирования рельефа речных долин, о причинах образования речных террас и аллю¬
виальных свит до сих пор нет. Важным этапом в становлении взглядов на эти проблемы
представляются работы Н.И. Кригера [1], введшего в литературу понятие "террасового
ряда" и установившего наличие математической закономерности в высотах террас одного
ряда, а также работы С.В. Лютцау [2, 3], выявившего различные морфологические типы
99

террасовых рядов. Методическая сторона исследований Н.И. Кригера вызвала серьезные
критические замечания Е.В. Шанцера [4], считавшего, что террасовые ряды не являются
полными, так как часть террас уничтожается в процессе развития долины и современные
порядковые номера террас не соответствуют истинной временной последовательности их
формирования. Поэтому при построении террасового ряда, по мнению Е.В. Шанцера,
следует опираться не на порядковые номера террас, а на их возраст, данные о котором в то
время в большинстве случаев отсутствовали.
За последние десятилетия накоплен обширный материал по строению долин и возрасту
аллювия. Он свидетельствует о том, что практически повсеместно в пределах речных долин
имеется погребенный аллювий, который не образует террас, выраженных в рельефе
современных долин; молодые же террасы часто имеют цоколь, образованный дреЪним
аллювием. Такое строение характерно для долин как горных, так и равнинных рек -
Русской равнины, бассейна Урала, Западной Сибири, Амуро-Зейской депрессии, бассейнов
Вилюя и Амура. В долинах рек Байкальской горной страны, Салаирского кряжа, Станового
хребта, хребта Кулар, Памира, Верхнеколымского нагорья, Чукотки также имеется погре¬
бенный аллювий. В большинстве указанных районов погребенный аллювий представляет
собой не локальное, а широко распространенное региональное явление [5]. На этой основе
А.А. Асеев [6] выделил определенные этапы в формировании речных долин территории
бывшего СССР, обусловленные, по его мнению, активизацией тектонических движений.
В сводке, посвященной анализу строения долин, осуществленной В.Г. Беспалым [7], так же,
как и прежде, не учтен факт наличия погребенного аллювия, а отсутствие террас в
террасовом ряду объясняется лишь их последующим размывом.
Для большинства указанных долин наряду с имеющимися данными о погребенном в них
аллювии нет исчерпывающих материалов о строении террасового ряда, о возрасте сла¬
гающих его террас. Между тем теоретические представления о формировании речных
долин, практические проблемы поисковой геоморфологии, а также теории россыпе-
образования нуждаются в учете фактора времени, а следовательно, необходимы точные
данные о строении террасовых рядов - их морфометрии, строения и пространственного
положения, а также характеристик мощности и строения каждой аллювиальной свиты,
образующей (или нет) террасы современной долины.
В данной статье предлагается материал по строению долин рек средних порядков
Верхнеколымского нагорья, где детальные работы *по реконструкции древней долинной
сети с поисковыми целями опирались на разведочные данные, сопровождавшиеся инстру¬
ментальной привязкой разрезов аллювия и детальными стратиграфическими исследо¬
ваниями. Это позволило получить представление о мощностях, строении и положении в
долинах аллювия, залегающего, главным образом, в нижних частях долин и принимающего
участие в строении низких террасоувалов, имеющих относительную высоту 5-80 м.
Это относится прежде всего к среднеплейстоценовому аллювию и террасам, положение
которых, по мнению предшествующих исследователей [8, 9], было наиболее проблема¬
тичным, а возраст определялся на основе их гипсометрического положения в долинах. В
соответствии с новой стратиграфической схемой [10], принятой МСК в ранге унифици¬
рованной, отложения этих террас имеют иной возраст.
1-2
Так, аллювий кюрбеляхского (<2ц ) стратиграфического горизонта [10-12] залегает (рис.
1) в интервале относительных высот 55-75 м и слагает террасы, выраженные в рельефе
современных долин. Аллювий, принадлежащий к болотнинскому стратиграфическому
3-4
горизонту (Q п ), располагается в горных долинах в интервале относительных высот от -5
до 30 м, находится в погребенном состоянии и обнажается лишь в уступах вложенных
террас. Ранее к этому возрасту относили аллювий террас высотой от 50 до 115 м [9].
1-2
Ложе аллювия, принадлежащего к делянкирскому (Q i ) стратиграфическому горизонту
[10], имеет относительную высоту в долинах около 30 м [12], тогда как ранее к этому
времени на основе гипсометрического положения относили аллювий 220-1метровой террасы
[9]. Делянкирский аллювий залегает в погребенном виде, не образует форм рельефа
современных долин и обнажается лишь в уступах более молодых террас. Максимальная
мощйость сохранившихся его толщ, установленная в настоящее время, достигает лишь 20 м.
Выявление М.П. Гричук этапа формирования беличанского горизонта ($*-4)[Ю, 13]
позволило определить возраст еще одной погребенной террасы, мофрологически четко
выраженной в строении коренного ложа крупных (V-го и более высоких порядков) долин
100

Рис. 1. Соотношение разновозрастных аллювиальных свит в поперечном профиле долины р. Дебин (лев. приток Колымы)
1 - гдана, 2 - песок, 3 - галька с гравием, 4 - дресва, 5 - щебень, 6 - лед, 7 - возраст четвертичного аллювия, 8 - номера скважины, 9 - границы аллювиальных свит: а -
3 достоверно, б - предполагаемые

бассейна Колымы. Она представлена фрагментами субгоризонтальных уровней высотой
18-22 м, сложенными коренными породами.-Залегающие на них аллювиальные отложения
имеют строение, свидетельствующее об их принадлежности к разновозрастным аллю¬
виальным свитам. При этом нижняя свита содержит комплекс пыльцы и спор, позволяющий
отнести ее к беличанскому стратиграфическому горизонту. Парастратотипический разрез
указанного аллювия изучен в долине р. Дебин (левый приток р. Колымы), на террасоувале
левого борта ниже устья ру-ч. Удачливого. Он расположен в 750 м ют русла. Кровля
отложений располагается на абс. высоте 604 м (Лотн = 50 м), а цоколь - на 577 м (hOTH = 22 м).
Отложения построены следующим образом (рис. 1, 2 скв. 36).
0,0-3,0 м - Песок с гравием и илом, в нижней части с примесью щебня и дресвы. Гравий
слабо окатанный, песок разнозернистый. Толща льдистая.
3.0-	5,0 м - Песок илистый, с гравием, дресвой и прослоями торфа. Толща льдистая.
5.0-	8,5 м - Песок илистый, слоистый, сильнольдистый, с дресвой, мелким щебнем и
слабоокатанным мелким гравием.
8,5-17,9 м - Разнозернистый песок, слоистый, с суглинком, дресвой и щебнем; внизу
становится существенно илистым.
17,9-21,8 м - Суглинок, глина слоистые, с песком и дресвой.
21,8-25,7 м - Галечно-гравийная слоистая толща с суглинком и песком. Суглинок в нижней
части горизонта отсутствует. В подошве слоя появляются щебень и дресва (до
30%). Галька в верхней части слоя мелкая, реже средняя, окатанностью
I—II класса, в нижней части - средняя III—IV класса.
Данные минералогического и палинологического анализов вместе с литологическим
строением тблщи свидетельствуют о том, что отложения накапливались в течение двух
разновозрастных циклов.
По результатам минералогического анализа; выполненного Г.Н. Колосовой, устанав¬
ливается чередование вверх по разрезу горизонтов, соответствующих русловой, пойменной
и снова русловой фациям. Слой нижней русловой фации (гл. 21,8-25,7 м) характеризуется
высоким содержанием устойчивых минералов (ильменит 23-52%, гематит - 1-44%),
разнообразным составом акцессорных и незначительным количеством (или полным
отсутствием) новообразованных минералов (сидерит и кальцит - 0,5-15%).
Разделяющий русловые фации слой отличается, наряду с изменением гранулометри¬
ческого состава и степени сортированности отложений, значительным обеднением
тонкопесчаной фракции. Набор акцессорных минералов уменьшается в 1,5-2 раза, резко
увеличивается содержание новообразований (сидерит до 62,5%), уменьшается количество
устойчивых минералов и несколько увеличивается содержание обломков пород. Эти
показатели свидетельствуют о том, что осадки отлагались потоком с меньшими скоростями
течения при существенной роли в осадконакоплении болотных, старичных и субаэральных
условий.
В мелкопесчаной фракции верхней русловой фации (5,0-8,5 м) вновь увеличивается
содержание устойчивых минералов до 90%, количество новообразованных падает до 1-2%,
несколько более разнообразен набор акцессорных минералов. Это свидетельствует о том,
что осадки формировались в условиях проточного режима.
Границы, фиксируемые в толще по результатам палинологического анализа (аналитик
З.М. Полосухина), сопоставимы с границами, указанными выше. Спорово-пыльцевые
спектры свидетельствуют о наличии двух горизонтов, формировавшихся в теплые эпохи, и
разделяющей их пачки, накапливавшейся в холодных климатических условиях (рис. 2).
В целом, нижние два горизонта, соответствующие теплой и холодной эпохам, форми¬
ровались в течение единого климатического ритма, что характерно для аллювиальных свит.
Верхний горизонт накапливался в более теплых и влажных условиях, чем подстилающий
слой аллювия, что свидетельствует о принадлежности его к другому климатическому
ритму.
Время накопления нижней аллювиальной свиты - вторая половина раннего плейсто-
3-4
цена (Qi ). В толще прослеживается постепенное изменение спектра пыльцы и спор,
Рис. 2. Спорово-пыльцевая диаграмма аллювиальных отложений долины р. Дебин (скв. 36)
1 - пыльца древесных и кустарниковых растений, 2 - пыльца травянистых и кустарничковых растений,
3 - шоры. Литологический состав отложений см. рис. 1
103

Рис. 3. Схема строения террасового ряда в долинах бассейна Колымы
I—VII - порядковые номера последовательно формировавшихся в долине
аллювиальных свит
характеризующее смену климатических условий от теплых, довольно континентальных до
холодных, менее континентальных. В растительном покрове лесные сообщества довольно
сложного состава (березово-лиственничные леса с кедровидной сосной при очень высоком
разнообразии берез) сменились преобладанием безлесных пространств, занятых кустар¬
никовыми и кустарничковыми ассоциациями, с открытыми щебнистыми склонами. Высокий
процент экзотических для района видов и родов растений, выявленных в этих отложениях
(до 65%), высокий (до 71%) процент пыльцы деревьев и кустарников, чрезвычайное
разнообразие берез, наличие растений, характерных только для раннего плейстоцена, - все
это позволяет отнести их к этому временному интервалу. Своеобразие же флоры и
сравнение спорово-пыльцевого комплекса с изученным М.П. Гричук [13] дает возможность
определить время осадконакопления как вторую теплую эпоху раннего плейстоцена. Об
относительной древности холодной эпохи, в которую формировалась верхняя часть
аллювиальной свиты, свидетельствует то обстоятельство, что в ней не исчезают архаичные
роды берез и другие деревья, а также присутствуют растения, свидетельствующие о
высокой степени океаничности климата.
Положение рассмотренного аллювия в других разрезах долины р. Дебин позволяет
считать, что относительная высота его ложа колеблется от 18 до 24 м, а максимальная
мощность около 21 м. Она меняется вдоль по долине вплоть до полного исчезновения - в
зависимости от того, под какой террасой он располагается.
3-4
В целом, аллювий конца раннего плейстоцена (Q\ ) залегает в долинах на высотах от 18
до 43 м над урезом. Такое положение свиты относительно других аллювиальных свит в
поперечном профиле долин было выявлено на основании сопоставления их взаимного
положения в долинах рек Бебелёх, Дебин и Оротукан (VI порядок). В последней взаимное
1-2	3-4	3-4
расположение аллювиальных свит Q j , Q j , Q п возраста установлено в едином
поперечном профиле [12], что исключает возможность ошибки за счет влияния локальных
тектонических движений и литоструктурных условий. В долине же реки Дебин
одновозрастные отложения, изученные в разных местах, имеют такое же гипсометрическое
положение, как и в долине Оротукана. Кроме того, в долине последнего на буровых
поперечниках четко выделяется террасовый цоколь на относительных высотах 18-22 м.
Взаимное положение разновозрастных аллювиальных свит в долинах бассейна верховьев
Колымы представлено на рис. 3. Из него видно, что в строении рельефа современной
долины принимают участие только четыре из семи последовательно формировавшихся в
долине аллювиальных свит. Три из них образуют погребенные тела, сохранившаяся часть
цоколя которых маркирует положение фрагментов древних днищ.
Подобное положение разновозрастного аллювия свойственно относительно крупным
(IV порядка и выше) долинам, их широким участкам, имеющим террасоувалы. Это или
консеквентные долины, подобные долине р. Журавлиной [14], или долины, освоившие зоны
разломов, в пределах которых они развивались без существенного литоструктурного
контроля. Морфологическая выраженность террас в пределах террасоувалов слабая,
104

собственно террасы прослеживаются на небольших участках в большинстве случаев имеют
цоколь. В верховьях долин, значительно более узких и менее глубоких, подобная история
формирования подтверждается наличием погребенного на уровне современного днища
древнего аллювия (выявлено несколько случаев в долинах II порядка).
На участках пересечения локальных положительных структур или устойчивых к
денудации пород, где долины сужаются и имеют ящикообразный поперечный профиль,
степень сохранности древнего аллювия, как и морфологических элементов долины,
значительно меньшая, и положение его разновозрастных толщ в поперечном профиле
несколько иное. Как видно на примере детально изученной долины р. Журавлиной [14],
3-4
наиболее сходно в этом случае положение коренного ложа аллювия Qn возраста, которое
располагается не только не ниже ложа современного пойменного аллювия (как в пределах
консеквентных участков), а выше его на несколько метров. Наиболее деформирован
1-2 '
продольный профиль ложа аллювия начала раннего плейстоцена (Q\ ), претерпевший на
этих участках относительно большее суммарное поднятие за плейстоцен, он имеет
выпуклую форму (на участках с террасоувалами древние продольные профили имеют
уклон, подобный современному). Террасы и террасоувалы на таких участках, как правило,
не выражены, а древний аллювий или залегает в виде "чешуй" на склонах или нацело
замещен верхнеплейстоценовым аллювием.
Крупные морфоструктуры в пределах Верхнеколымского нагорья имеют свои особен¬
ности в строении террасовых рядов речных долин, так как они отличаются друг от друга и
суммарной величиной новейшего поднятия, и степенью дифференцированности движений.
Рассмотренный вариант строения долин представляет собой наиболее общий случай для
морфоструктур большей части территории Верхнеколымского нагорья, которые
характеризуются умеренным новейшим тектоническим поднятием (около 400-500 м),
невысокой степенью дифференцированности движений и в плейстоцене не подвергались
оледенению.
В областях наибольшего (более 800 м) поднятия Верхнеколымского нагорья, в пределах
которых лежит, например, бассейн одного из истоков р. Колымы - р. Берелёха, подошва
1-2
аллювиальной свиты первой половины раннего плейстоцена (Q j ) имеет относительную
высоту 20-22 м (сохранившаяся мощность аллювия около 20 м); а свиты, датируемые его
3-4	3-4
второй половиной QI -8м (сохранившаяся мощность аллювия около 20 м); свита Qn
возраста лежит на .10 м ниже современного уреза (сохранившаяся мощность 10-12 м).
В пределах тектонических впадин наблюдаются максимальные отличия во взаимном
положении аллювия: наиболее глубокое положение занимает аллювий первой половины
раннего плейстоцена. Отличия подчеркиваются и существенно иными (сохранившимися)
мощностями разновозрастного аллювия. При этом разным по типу впадинам свойственны
свои отличительные черты.
Сохранившиеся максимальные мощности погребенного аллювия в долинах Верхнеко¬
лымского нагорья едва превышают 20 м (мощности свиты в каждом конкретном разрезе
определяются тем, под какой из молодых террас располагается этот древний аллювий).
Первоначальные мощности погребенного аллювия были значительно ббльшими. Так по то-
1-2
му факту, что ложе аллювия Qn возраста располагается на относительной высоте 50-54 м,
можно сделать вывод, что мощность аллювия второй половины раннего плейстоцена
значительно превышала 32 м. Величину вреза, предшествовавшего накоплению этого
аллювия (как и некоторых других), установить нельзя, так как неизвестно положение
кровли аллювия первой половины раннего плейстоцена. Аналогичный подсчет показывает,
3-4
что мощность аллювия Qn возраста была не менее 45 м, а предшествовавший врез
составлял 70-75 м.
Степень сохранности погребенного аллювия и морфологическая выраженность эле¬
ментов рельефа находятся в прямой зависимости от размера долин. Наиболее благо¬
приятны условия сохранности аллювия в крупных долинах, которые менее точно наследуют
положение своих пра-днищ, формируя террасы (террасоувалы), под которыми и сохраняется
древний аллювий. Нужно отметить, что морфологические элементы ложа аллювия, ступени
цоколя древних днищ, а иногда и молодых террас, в разрезах читаются очень четко, в
отличие от элементов рельефа дневной поверхности долин, имеющей лишь в редких
случаях четкие перегибы. А в пределах одной и той же долины наилучшие условия для
105

сохранения имеет наиболее глубоко залегающий аллювий. Так в отдельных случаях ложе
аллювия второй половины среднего плейстоцена сохранилось целиком, так как оно
располагается ниже постели современного аллювия и в борту долины. А ложе ранне¬
плейстоценового аллювия даже в крупных долинах сохранилось лишь частично, поскольку
в него вложена и прислонена более молодая часть долины. В малых долинах он не
сохранился вообще или выражен лишь в виде "чешуй" на склонах.
Условия сохранности в долинах наиболее молодого аллювия - верхнеплейстоценового -
наилучшие. Однако слагаемые им террасы четко выражены лишь на тех участках долин, где
они имеют цоколь, образованный коренными породами. Такие участки незначительны по
протяженности - несколько десятков или первые сотни метров. Особенно плохо выражена
самая низкая терраса высотой 15-18 м, сформировавшаяся во второй половине позднего
плейстоцена. Более ранняя позднеплейстоценовая терраса высотой 35-40 м занимает в
долинах относительно ббльшие площади.
Общие причины плохой их выраженности - наличие рыхлого цоколя, пронизанность
аллювия повторно-жильными и сегрегационными льдами, обусловливающая интенсивное
течение склоновых процессов, существенно меняющих морфологию террас. Заметную роль,
вероятно, сыграли и склоновые процессы прошлого, особенно усиливавшиеся в
перигляциальные эпохи.
Хуже изучено строение аллювия позднеплейстоценовых террас. Можно лишь отметить,
что по сравнению с погребенным он более крупный, хуже сортирован, менее окатан.
Итак, в настоящее время с изложенной выше детальностью известно строение лишь
примыкающей к днищу гипсометрически нижней части долины, представленной в общем
случае "низким"'террасоувалом, имеющим высоту до 70-80 м над урезом. В его пределах
1-2
вскрываются III (Q1Г ), V и VI (верхнеплейстоценовые) аллювиальные свиты (если
нумеровать их в последовательности образования, начиная с раннего плейстоцена).
1-2	3-4	3-4
l(Q[ ), И (2i ) и IV (Qii ) свиты лишь в редких случаях обнажаются в подмываемых рекой
уступах террас, где они образуют цоколь более, молодого аллювия.
Долины Верхнеколымского нагорья имеют террасы и более высоких, чем рассмот¬
ренные, уровней. Они образуют еще один террасоувал высотой от 90 до 200 м, который,
вероятно, содержит в себе информацию о строении долин и истории их формирования в
доплейстоценовое время (в его пределах также известны переуглубления до 70 м,
заполненные аллювием).
Однако и из уже имеющегося материала видно, что речные долины построены очень
сложно. К наиболее общим чертам их строения относятся следующие.
1.	Террасы, выраженные в рельефе долин, не образуют последовательного непрерывного
ряда. Прерывистость его объясняется, наряду с плохой сохранностью древних террас, в
первую очередь наличием погребенного аллювия, некогда образовывавшего террасы.
2.	В современных долинах на одних и тех же относительных высотах залегают
аллювиальные отложения разного возраста.
3.	Одновозрастные отложения в бассейне одной реки могут иметь различное гипсо¬
метрическое положение, что обусловлено как конкретным местоположением в бассейне и
долине, так и морфоструктурной принадлежностью не только долин, но и их отдельных
участков.
Указанные черты строения террасовых рядов характерны и для долин других горных
регионов [5, 6 и др.]. Отличия заключаются лишь в количественных величинах пространст¬
венного соотношения разновозрастных террас и аллювия.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Кригер Н.И. О террасах верхнего течения р. Эльба и других рек Чехословакии //Бюлл. Комис. по изуч.
четвертич. периода. 1943. № 13. С. 88-97.
2.	Лютцау С.В. Анализ террасовых рядов и террасовых комплексов. Автореф. дис. ... канд. геогр. наук.
М.: МГУ, 1959. 16 с.
3.	Лютцау С.В. Особенности террасовых рядов на речных долинах Сибири и Дальнего Востока // Изв. АН
СССР. 1969. № 1. С. 99-106.
4.	Шанцер Е.В. Замечание по поводу статьи Н.И. Кригера "О террасовых рядах верхнего течения
р. Эльба и других рек Чехословакии" // Бюлл. комис. по изуч. четвертич. периода. 1949. № 14.
С.-142-152.
106

5.	Речные системы и мелиорация. Мат-лы XIV пленума геом. ком. АН СССР. Новосибирск: 1977. Ч. I.
•	146 с. Ч. II. 148 с. ч
6.	Асеев АЛ. Общие особенности строения речных долин СССР как показатель колебательных движений
земной коры // Геоморфология. 1978. № 2. С. 3-17.
7.	Беспалый В.Г. Климатические ритмы и их отражение в рельефе и осадках. М.: Наука, 1978. 140 с.
8.	Шило Н.А. Четвертичные отложения Яно-Колымского золотоносного пояса, условия и этапы их
образования // Тр. ВНИИ-I. Геол. Магадан, 1966. Вып. 66. 136 с.	.
9.	Голдфарб ЮМ. Стратиграфия четвертичных отложений верховьев Колымы // Пробл. изуч. четвертич.
периода. М.: Наука, 1972. С. 22-30.
10.	Решения межведомственного совещания по четвертичной системе Востока СССР (Магадан, 1982).
Магадан, 1987. 242 с.
11.	Гричук М.П., Каревская И.А., Полосухина З.М., Тер-Григорян Е.В. Палеоботаническое обоснование
возрастной корреляции позднекайнозойских отложений в Индигиро-Колымском горном районе. М.: 1975.
Деп. в ВИНИТИ № 2732-75. 181 с.
12.	Постоленко Г.А. Особенности взаимоотношения разновозрастных террас в поперечном профиле долин
бассейна р. Колымы // Рельеф и ландшафты. М.: Изд-во МГУ, 1977. С. 133“—141.
13.	Гричук М.П. Палеоботанические обоснования для выделения беличанского стратиграфического
горизонта в континентальных районах Северо-Востока // Палинологические исследования на Дальнем
Востоке. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1978. С. 10-21.
14.	Постоленко Г.А., Джобадзе Т.Ф. Роль морфоструктурного фактора в размещении погребенных долин
Верхнеколымского нагорья и связанных с ними россыпей // Геоморфология. 1979. № 1. С. 90-98.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	20.03.98
COMPLEXITY OF THE TERRACE SEQUENCES IN THE RIVER VALLEYS
G.A. POSTOLENKO
Summary
Data on mutual position of alluvial suits in the valley cross-section of the upper stream Kolyma are described. The
data indicate the complex structure of terrace sequence. Three of the seven Pleistocene alluvial suits are buried.
Incompleteness of terrace sequences is due to this fact more than to bad preservation of terraces during valley
formation.
107

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
, №4
октябрь-декабрь
1999
ХРОНИКА
РАБОЧЕЕ СОВЕЩАНИЕ МЕЖВУЗОВСКОГО
НАУЧНО-КООРДИНАЦИОННОГО СОВЕТА ПО ПРОБЛЕМЕ
ЭРОЗИОННЫХ, РУСЛОВЫХ И УСТЬЕВЫХ ПРОЦЕССОВ
ПРИ МГУ "ЭРОЗИЯ ПОЧВ НА ВОДОСБОРАХ И МАЛЫЕ РЕКИ"
26-29 апреля 1999 г. в г. Ижевске на базе Удмуртского государственного университета прошло рабочее
совещание Межвузовского научно-координационного Совета по проблеме эрозионных, русловых и устьевых
процессов при МГУ. В работе совещания приняли участие ученые Башкирского, Казанского, Московского,
Пермского, Удмуртского университетов, представители Комитета по охране окружающей среды Уд¬
муртской республики и Ижевского городского комитета по охране окружающей среды, ОАО "Удмурт¬
нефть". Был рассмотрен широкий круг вопросов, затрагивающих проблему малых рек и эрозии почв на их
водосборах.
Работа совещания началась с приветственного слова ректора УдГУ В.А. Журавлева. Затем в ходе
двухдневных заседаний были заслушаны и обсуждены 22 доклада. Открывая совещание, председатель Со¬
вета Р.С. Чалов отметил разнообразие тем представленных сообщений, посвященных различным аспектам
изучения природных и антропогенных процессов на водосборах, в долинах и руслах малых рек.
Проблеме деградации малых рек было традиционно уделено большое внимание. Детальный анализ этого
процесса, факторов и условий его определяющих был проведен в докладе В.Н. Голосова (МГУ). Об ис¬
сушении малых рек как следствии понижения уровня грунтовых вод после значительного уменьшения
лесопокрытых площадей говорилось в сообщении В.И. Мозжерина (Казанский университет); в качестве пути
восстановления их водности предложено размещение лесов в определенных, выбранных по совокупности
факторов участках водосборов. И.Е. Егоров (Удмуртский университет) отметил, чтр в условиях Удмуртии,
где реки 1-2 порядка составляют около 75% от общей протяженности речной сети, в результате распашки
водосборов и неудачных гидромелиораций происходит уменьшение водности рек, и в летнюю межень
транспортирующая способность пересыхающего водотока недостаточна для выноса в нижележащие звенья
речной сети поступивших в результате летних ливней наносов. Таким образом, первичным процессом
является пересыхание малой реки, а заиление ее русла вторично. В зоне южной тайги пороговое значение
залесенности водосбора для малых рек составляет 70-80%. При меньших показателях лесистости
начинается отмирание рек первого порядка.
А.А. Перевощиков (Удмуртский университет) представил результаты районирования территории Уд¬
муртии по условиям формирования пойменного аллювия. Проанализированы различные факторы, влияющие
на формирование наилка и интенсивность пойменной аккумуляции -/лесистость, механический состав поч¬
вообразующих пород, время, прошедшее с того момента, когда территория перешагнула за пороговую ве¬
личину лесистости.
Научные основы и перспективы создания гидрологического мониторинга в бассейнах малых рек рес¬
публики были раскрыты в докладе А.Г. Илларионова (Удмуртский университет).
А.М. Гареев (Башкирский университет) в своем сообщении отстаивал возможность ретроспективной
оценки бассейновых процессов на основании изучения циклических изменений составляющих водного режима
(мутности и др.). Анализ многолетней динамики показателя мутности для большого количества рек показал,
что в его динамике очень большую роль играют изменения хозяйственного использования территорий и рост
хозяйственной активности населения.
На основании реконструкции климата и эрозионной обстановки предшествующих эпох, проведенных по
материалам обширных многолетних исследований отложений в малых долинах, в том числе погребенных,
Г.П. Бутаков (Казанский университет), сделал вывод, что современная эрозия еще не достигла плейсто¬
ценового максимума, т.е. ее потенциал еще не полностью реализован.
108

Специфическим проблемам переформирования днищ долин в карстовых областях был посвйщен доклад
Н.Н. Назарова (Пермский университет). Населенные пункты в зонах развития карстовых процессов
привязаны к рекам, располагаясь чаще всего на террасах и поймах. Проседание террас над карстовыми
котлами приводит к понижению их высотных отметок, в итоге террасы как бы исчезают, сливаясь по
высоте с растущей поймой, рельеф днища нивелируется, следствием чего бывают участившиеся случаи
подтопления населенных пунктов.
Особо хочется отметить группу докладов, раскрывающих специфику состояния и проблемы мониторинга
малых рек урбанизированных территорий на примере такого промышленного центра, как Ижевск. Тем
более, что сообщения по этим вопросам были сделаны не только деятелями университетской науки, но и
представителями структур городского и республиканского комитетов по охране окружающей среды
(В.М. Подсизерцев и В.Н. Печорских).
Заведующий кафедрой экологии УдГУ В.И. Стурман рассказал о работе по изучению гидрогенных ано¬
малий на территории Ижевска. Полученные результаты доказывают, что в настоящее время основной при¬
чиной загрязнения являются не промышленные выбросы, а смыв поллютантов с городских территорий
ливневым и талым стоком.
В.Н. Печорских (Комитет по охране окружающей среды Удмуртской республики) заострил внимание на
методических проблемах определения степени загрязнения. Фоновые показатели изменяются по сезонам, в
зависимости от освоенности территории, наличия крупных источников загрязнения. При отсутствии послед¬
них динамика концентраций вредных веществ зачастую не превышает ошибки их определения.
Большой интерес аудитории вызвали сообщения сотрудников ОАО "Удмуртнефть" А.А. Артемьева и
Т.В. Саламатовой, посвященные проблемам, возникающим при разработке месторождений и прокладке
нефтепроводов - росту оврагов, заилению сооружений продуктами эрозии, размывам в местах переходов
нефтепроводов через реки и другим негативным проявлениям эрозионно-аккумулятивных процессов.
Рассматривая особенности русловых процессов на малых реках, Р.С. Чалов отметил, что одним из клю¬
чевых моментов, в котором проявляются коренные различия между малыми и большими реками, является
характер взаимодействия потока и русла, который может быть отражен показателем относительной
глубины русла. Ширина и глубина на малых реках практически соизмеримы, тогда как большие реки можно
назвать "пленкой" воды на поверхности суши, ширина их существенно, на порядок превышает глубину.
Именно поэтому для малых рек так велико влияние сопротивления дна и берегов, для крупных рек этот
фактор распространяется только на небольшую часть живого сечения потока. Азональный характер
русловых процессов на малых реках подтверждается сравниванием вида зависимостей радиуса кривизны
излучин от максимального расхода воды для малых водотоков и больших рек.
В докладе О.М. Пахомовой (МГУ) представлены результаты изучения связей параметров излучин
(кривизны, шага, стрелы прогиба и др.). Показано, что граница между малыми и средними реками проходит
примерно по десятому порядку водотоков (по Шайдеггеру). Связь формы продольных профилей малых рек с
литологическим строением территории была показана А.В. Черновым (МГУ) на примере рек Ниже¬
городского Заволжья.
Были рассмотрены вопросы морфометрии и динамики овражных форм (доклады С.Н. Ковалева и
М.В. Веретенниковой (МГУ), математического моделирования роста оврагов (А.В. Летчиков, И.И. Рысин
(Удмуртский университет)).
Практически все доклады вызывали интерес аудитории, большое количество вопросов и являлись
причиной оживленного обмена мнениями, который продолжался не только в зале заседаний, но и во время
организованной хозяевами совещания экскурсии на Боткинский гидроузел.
В качестве одного из основных итогов совещания в Ижевске можно отметить окончательную выработку
единого взгляда на деградацию малых рек как сложный многофакторный процесс, в различных природных
условиях, проявляющийся в преимущественном иссушении водотоков в связи с исчезновением горизонтов
подземных вод иля в преимущественном их заилении продуктами смыва с распаханных водосборов. Оба
названных явлений являются гидролого-геоморфологическими проявлениями процесса деградации, который
включает в себя ухудшение качества воды, обеднение или исчезновение естественных биоценозов и другие
аспекты.	'
Очень важным и чрезвычайно обнадеживающим обстоятельством было участие в совещании главного
эколога и сотрудников ОАО "Удмуртнефть" - практиков, в своей ежедневной работе сталкивающихся с
результатами воздействия эрозионно-аккумулятивных процессов, зачастую представляющих угрозу для
сооружений и нефтепроводов. А.А. Артемьев обратил внимание аудитории на то, что здесь лежит об¬
ширное поле деятельности для ученых, занимающихся исследованиями эрозии почв и русловых процессов, и
выразил надежду на помощь с их стороны.
Материалы совещания решено издать в виде сборника докладов.
И.И. Рысин, Н.Н. Иванова
109

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№4
октябрь-декабрь
1999
ПОТЕРИ НАУКИ
ПАМЯТИ АЛЕКСЕЯ СЕРГЕЕВИЧА ИОНИНА
27 апреля 1999 г. скончался Алексей Сергеевич Ионин - один из крупнейших специалистов в области
морской геоморфологии, старейший сотрудник Института океанологии им. П.П. Ширшова РАН.
А.С. Ионин родился 7 марта 1921 г. в Москве. Сразу после окончания средней школы, он был призван в
армию незадолго до начала Великой Отечественной войны. А затем, был ее участником - защитником Оте¬
чества - от первого до последнего дня. Во время войны А.С. Ионин испытал и тяготы плена, и пос¬
ледующий побег и возвращение в родную часть, и радость побед. Великую победу русского оружия над
фашистскими захватчиками А.С. Ионин, кавалер медали "За Отвагу", встретил под Берлином, но на этом
его военные подвиги не завершились. На спасение восставшей Праги из-под Берлина 9 мая 1945 г. были
брошены части Красной Армии и вместе с ними А.С. Ионин проделал этот путь, по его собственному
рассказу, на велосипеде.
Война окончилась. Бравый старшина Алексей Ионин возвратился в Москву и после недолгой "аккли¬
матизации" в 1946 г. поступил в Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова на геог¬
рафический факультет, который он успешно окончил в 1951 г.
Еще будучи студентом МГУ Алексей Ионин начинает работать в Институте океанологии АН СССР, •
сначала как практикант в прибрежно-морских экспедициях, а с 1950 года как его штатный сотрудник.
Собственно с этого времени начинается его научная деятельность, которой он посвятил свою жизнь.
Алексей Сергеевич Ионин принадлежит к известной во всем мире научной школе по изучению морских
берегов (в настоящее время Лаборатория шельфа и морских берегов им. В.П. Зенковича) с самого начала
сформировалась группа молодых специалистов, которые с энтузиазмом занялись изучением берегов морей
Советского Союза. А.С. Ионин среди них был лидером, особенно во время интенсивных экспедиционных ис¬
следований, когда главная задача Лаборатории заключалась в создании банка данных по рельефу береговой
зоны и прибрежным отложениям морей СССР.
Одно из первых крупных достижений молодого коллектива Лаборатории берегов под руководством
В.П. Зенковича - создание на основе комплексных экспедиционных работ Кадастра берегов Черного моря;
одним из его авторов был и А.С. Ионин. Этот Кадастр - подробнейшее геоморфологическое описание
береговой зоны от турецкой границы на Кавказе до дельты Дуная, - был необходим, для нужд гид¬
ротехнического строительства^ берегоукрепления, рационального использования природных ресурсов чер¬
номорского побережья. Кадастр не потерял своей научной ценности и в настоящее время. Во всяком случае
при проведении исследований на Черном море в конце 90-х годов А.С. Ионин и сотрудники Лаборатории
шельфа и морских берегов им В.П. Зенковича успешно использовали собственные материалы, собранные в
конце 40-х - начале 50-х годов.
В эти же годы Лаборатория берегов организует прибрежно-морскую экспедицию в Берингово и
Чукотское моря на маленьком, всего 54 тонны водоизмещения, деревянном промысловом судне "Геолог".
А.С. Ионин был участником, а на завершающем этапе руководителем этой трудной, опасной, интересной и
очень плодотворной экспедиции 1951-54 гг. В ней были получены первые данные по геоморфологии берегов
и литологии прибрежных отложений Арктики и Субарктики. Кроме статей в научных журналах материалы
экспедиции легли в основу книги А.С. Ионина "Берега Берингова моря" (Изд-во АН СССР; 1959). В ней
обобщен огромный собственный экспедиционный, литературный и картографический материал по строению"
и динамике береговой зоны западной части Берингова моря. Главным достижением Алексея Сергеевича
был анализ главнейших процессов и факторов, формировавших в прошлом и формирующих в настоящее
время берега и береговую зону. Исследования А.С. Ионина в Беринговом море легли также в основу его
диссертации.
В конце 50-х - начале 60-х годов А.С. Ионин, П.А. Каплин и В.С. Медведев под руководством
ПО

В.П. Зенковича занимаются разработкой классификации типов морских берегов. Эта работа - важный этап
в укреплении теоретических основ геоморфологии морских берегов. До сих пор она имеет большое научное
и практическое значение, особенно для целей картографирования. На ее основе А.С. Иониным и
В.С. Медведевым были созданы карты типов берегов для всех четырех томов Атласа океанов, издания
ГУНИО. За эту работу А.С. Ионин был награжден Грамотой Картографического производства военно-
морского флота СССР, которую вручают за заслуги в создании морских карт, руководств и пособий для
мореплавания.
Очередной важный этап в научной деятельности А.С. Ионина - исследования в прибрежной зоне и на
шельфе тропических морей. В середине 60-х годов началось активное научное сотрудничество между
Академиями Наук СССР и Кубы. В 1965 г. в Гаване организуется Институт океанологии АН Кубы и
А.С. Ионин принимает активное участие в первых экспедиционных исследованиях нового Института, в
подготовке кадров по морской геоморфологии, в написании первых совместных с кубинскими специалистами
научных трудов. "Кубинская" тематика исследований продолжалась у Алексея Сергеевича долго - до
1989 г. Из-под его пера вышло множество научных статей, опубликованных в СССР и на Кубе. Главным
итогом исследований стала монография о рельефе, осадках и истории развития шельфа Кубы (А.С. Ионин,
Ю.А. Павлидис, О. Авельо-Суарес. Геология шельфа Кубы. М.: Наука, 1977). Изучение берегов и шельфа
тропических морей А.С. Ионин продолжил в Мексике и на островах Тихого океана, где он работал в составе
экспедиции на НИС "Дмитрий Менделеев" в 1977 г. Обобщение материалов по берегам и шельфам
экваториально-тропической зоны Мирового океана позволили А.С. Ионину разработать основы морфо¬
генеза на побережьях и шельфах тропических морей. Эти основы были им опубликованы в монографии:
А.С. Ионин, В.С. Медведев, Ю.А. Павлидис. Шельф: рельеф, осадки и их формирование. М.: Мысль, 1987.
Параллельно с тропиками Алексей Сергеевич включился в новый этап работ Лаборатории шельфа и
морских берегов в Арктике. Его "возвращение" в Чукотское море состоялось в 1978 г., когда Институтом
океанологии АН СССР была организована совместно с Провиденской Гидробазой Полярная экспедиция по
изучению берегов и шельфа Чукотского и северной части Берингова морей. Эта экспедиция проводила
исследования на гидрографических судах ВМФ СССР, в первую очередь на ГС "Дмитрий Лаптев". Она
продолжалась несколько сезонов до 1981 г. В результате были собраны новые оригинальные материалы по
геоморфологии, строению и составу осадочной толщи морей Северо-Востока России. В это время
А.С. Ионин начинает разрабатывать классификацию форм рельефа шельфов для различных климатических
зон.
Исследования в Арктике А.С. Ионин продолжил в экспедициях в Баренцевом и Карском морях. По
результатам всех работ в Арктике, периода 1978-84 гг. сотрудниками Лаборатории шельфа морских берегов
была опубликована книга "Арктический шельф Евразии в позднечетвертичное время" (М.: Наука, 1987), в
которой перу А.С. Ионина принадлежит вся геоморфологическая часть.
Большой опыт исследований на побережьях и шельфах различных районов Мира (около 30 экспедиций)
позволил А.С. Ионину разработать основы геоморфологии шельфов Мирового океана и создать клас¬
сификацию типов и форм рельефа шельфов. Результаты он опубликовал в книге "Рельеф шельфа
Мирового океана" (М.: Наука, 1992). Это уникальная монография, даже по мировым стандартам, где соб¬
раны и обобщены материалы 40-летних исследований автора на шельфах Арктики, умеренной зоны, тро¬
пиков, на континентальных и островных шельфах.
Начиная с 1994 г. А.С. Ионин работал по проектам РФФИ. Главной его задачей была разработка
прогноза развития арктического шельфа и побережья Евразии в условиях потепления климата и возможного
повышения уровня моря. Исходя из разработанных им принципов морфогенеза на шельфах Алексеем Сер¬
геевичем были сформулированы главные критерии природных изменений, которые ожидаются на арк¬
тическом шельфе России в следующей столетии. Этот прогноз был опубликован в коллективной монографии
"Арктический шельф. Позднечетвертичная история как основа прогноза развития" (М.: Изд-во ГЕОС,
1998).	.
Алексей Сергеевич Ионин оставил яркий след в геоморфологической науке. Он был Солдатом Армии
освобождения, Солдатом науки, настоящим моряком, душевным и удивительно скромным человеком. Свет¬
лая память о нем сохранится в сердцах его друзей, соратников по многочисленным экспедициям, его уче¬
ников и последователей.
Лаборатория шельфа и морских
берегов им. В.П. Зенковича Института
океанологии им. П.П. Ширшова РАН,
Лаборатория геоморфологии ИГ РАН,
Редколлегия журнала "Геоморфология"
111

Главный редактор Д.А. Тимофеев
Редакционная коллегия:
А.М. Берлянт, В. Вад. Бронгулеев, В.А. Брылев, А.П. Дедков,
Ю.В. Ефремов, П.А. Каплин, А.Н. Ласточкин, Е.В. Лебедева (отв. секретарь),
Э.А. Лихачева, А.Н. Маккавеев (зам. гл. редактора), Ю.А. Павлидис, Г.И. Рейснер,
Ю.П. Селиверстов, Ю.Г. Симонов, Г.Ф. Уфимцев, Г.И. Худяков,
Р.С. Чалов, В.П. Чичагов
Зав. редакцией Е.А. Карасева
тел. 238-03-60
Технический редактор Т.Н. Смолянникова
Сдано в набор 10.08.99 г. Подписано к печати 05.10.99 г. Формат бумаги 70 X iooV,6
Офсетная печать. Усл.печ. л. 9,1 Уел. кр.-отт. 2,8 тыс. Уч.-изд. л. 9,0 Бум.л. 3,5
Тираж 304 экз. Зак. 3023	'
Адрес редакции: 109017 Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 29
Институт географии РАН, тел. 238-03-60
Отпечатано в ППП типографии "Наука" 121099, Москва, Шубинский пер., 6
112

ISSN 0435-4281
Геоморфология, 1999, № 4
Индекс 70215