ISSN 0435-4281
ГЕОМОРФОЛОГИЯ

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
РОССИЙСКАЯ
АКАДЕМИЯ
НАУК
МОСКВА
АПРЕЛЬ-ИЮНЬ
№ 2 - 1999
ЖУРНАЛ ОСНОВАН
В 1970 ГОДУ
ВЫХОДИТ
4 РАЗА В ГОД
СОДЕРЖАНИЕ
Александров С.М. , Ионии А.С. Геоморфологическая контрастность подводных окраин Азии..
фремов Ю.Ь. Ударные (импактные) процессы и морфолитогенез .
Дискуссии
Берлянт А.М. Теория морфометрии: новый этап
Симонов Ю.Г. К проблеме составления и использования изолинейных карт в морфометрии рельефа...
Методика научных исследований
Зыков Д.С. К методике детальных геодинамических реконструкций новейшего этапа по геоморфоло¬
гическим признакам
Невский В.Н. Склоновые геоморфологические фации и их картографирование (на примере Южного
Сихотэ-Алиня)
Научные сообщения
Агатова А.Р. Постледниковое развитие долины реки Аккол (Южно-Чуйский хребет)
Сафьянов Г.А. Закономерности распределения глубин подводного берегового склона, сложенного
подвижными наносами
Щепилов В.Г. Исследование расчлененности территории Центральночерноземной зоны
Щетников А.А. Вершинный пояс гор Юго-Западного Прибайкалья
История науки
Тимофеев Д.А., Уфимцев Г.Ф. Три замечательные идеи и их судьба (к 90-летию со дня рождения
Н.А. Флоренсова)...
Юбилеи
Алексей Петрович Дедков (к 75-летию со дня рождения)
Дмитрий Андреевич Тимофеев (к 70-летаю со дня рождения)
Рецензии
Зцрина Е.Ф., Чалов Р.С. Новая книга по овражной эрозии
г	. Хроника
Коротаев В.Н. Межвузовское пленарное совещание по проблеме эрозионных, русловых и устьевых
процессов
Потери науки
Памяти Марии Самойловны Калецкой (1906-1998)
Памяти болгарского геоморфолога В.И. Попова
3
12
22
29
34
43
52
60
66
72
80
85
87
90
92
95
96
© Российская академия наук.
Отделение океанологии, физики атмосферы и географии.
Институт географии, 1999 г.

GEOMORPHOLOGY
RUSSIAN
ACADEMY
OF SCIENCES
MOSCOW
QUARTERLY
FOUNDED 1970
APRIL-JUNE
№ 2 - 1999
CONTENTS
Alexandrov S.M.
, Ionin A.S. Geomorphological contrast of the submarine continental margins of Asia .
Yefremov Yu.V. Impactive processes and morpholithogenesis.
3
12
Discussions
Berlyant A.M. Theory of morphometry: new phase		 22
Simonov Yu.G. Towards the problem of compiling and use of isoline al maps in landforms morphometry		29
Methods of research
Zykov D.S. The method of detailed geodynamic reconstruction of N-Q tectonism by geomorphological
indications	 34
Nevsky V.N. Geomorphological slope facies and their mapping (South Sakhalin as an example)	 43
Short communications
Agatova A.R. Post-glacial history of Accol Valley, South Chuya Range (Gomy Altai, Siberia)	 52
Safyanov G.A. Depth distribution regularities of the subaqueous bank slopes built up by drift soil	 60
Schepilow V.G. Land surface dissection in the Central-Blackearth zone		 66
Schetnikov A.A. Apical belt of the mountains in the southwestern Near-Baikal region	 72
History of science
Timofeyev D.A., Ufimtsev G.F. Three remarkable ideas and their destiny (to the 90-th anniversary of
N. A. Florensov)	.		 80
Anniversary
Aleksey Petrovitch Dedkov (to the 75-th anniversary)	.		 85
Dmitry Andreyevitch Timofeyev (to the 70-th anniversary)	 87
Reviews
Zorina E.F., Charlov R.S. A new book on gully erosion...
90
Chronicles
Korotayev V.N, Plenary session on the problem of erosional, channel and river mouth processes	 92
Obituaries
Maria Samoilovna Kaletskaya (1906-1998)	 95
Bulgarian geomorphologist V.I. Popov	 96
2

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№2
апрель-июнь
1999
УДК 551.462(5)
© 1999 г.
С.М. АЛЕКСАНДРОВ , А.С. НОНИН
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКАЯ КОНТРАСТНОСТЬ ПОДВОДНЫХ ОКРАИН
АЗИИ1
Основные черты геоморфологии окраин Азии, отличающихся особой контраст¬
ностью, рассмотрены на базе как предыдущих многолетних исследований авторов, так
и анализа карты Азии м-ба 1:8000000 (гл. ред. Д.А. Тимофеев). В статье сделан ак¬
цент на подводные окраины и островные дуги, классификация которых предложена в
новейших работах [1, 2].
Морфотектонические различия между впадинами Северного Ледовитого и Тихого
океанов определяются глубинными факторами (рис. 1).
Северный Ледовитый океан имеет в поперечнике 3000 км. Он молодой ("за¬
родышевый”), относительно просто устроенный, заложился в олигоцене (около 30 млн.
л.н.), благодаря распространению рифтового процесса из Атлантики в Арктичес¬
кий бассейн [3, 4]. Рифтовая система разделила этот бассейн на котловины Амунд¬
сена и Макарова, возраст которых омолаживается с запада на восток. Возраст
флангов (склонов) срединно-океанического хребта олигоцен-миоцен, осевой части
хребта плиоцен-плейстоцен, для нее характерно сочетание сейсмичности и высокого
теплового потока, обусловленного современным вулканизмом в рифтовой впадине.
Тихий океан - наиболее крупный в поперечнике (до 15000 км) и одновременно
наиболее древний океан планеты. Он чрезвычайно сложно построен и в целом Тихо¬
океанский сегмент Земли противопоставляется по морфотектоническому развитию
Индо-Атлантическому сегменту [5]. Современный срединно-океанический хребет сме¬
щен к востоку (Восточно-Тихоокеанское поднятие, отличающееся ускоренным спре-
дингом), а вблизи Азии к системам глубоководных желобов подходят более древние
плиты мелового, юрского и местами триасового возраста (норийский век), а также
наиболее древнее поднятие Дарвина, возраст которого более 200 млн. лет [6].
Сейчас общепринято разделение континентальных окраин на три типа: 1 - конвер¬
гентные, или активные, приуроченные к зонам субдукции, 2 - дивергентные, или
пассивные, приуроченные к перифериям зон спрединга, 3 - трансформные, приурочен¬
ные к системам поперечных глубинных разломов [7]. Их распространение иллюстри¬
рует рис. 2.
Тихоокеанские конвергентные, или активные окраины имеют узкие глыбовые
шельфы и сложно построенные переходные зоны - комплекс краевых валов, зон суб¬
дукции или сейсмофокальных плоскостей, фронтальных дуг, активных окраинных бас¬
сейнов, или котловин, остаточных, или тыловых дуг, малоактивных окраинных бассей¬
нов (рис. 3). Характерен широкий диапазон возраста: от позднемезозойского возраста
Сахалина до плейстоценового возраста Курильской дуги и желоба.
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ: 96-05-65673 и РФФИ-ГФЦД: 96-05-00017.
3

Рис. 1. Основные морфотектонические элементы земной поверхности (тип, морфологический облик, возраст)
1 - лавразиатские и гондванские континентальные горы и равнины на домезозойском складчатом
фундаменте; 2 - циркумтихоокеанские окраинно-континентальные и средиземноморские горы на мезозойско-
кайнозойском основании; 3 - деструктивные глубоководные окраинно-континентальные котловины поздне¬
кайнозойского возраста; 4 - субдукционные комплексы островных дуг позднекайнозойского возраста и
глубоководных желобов современного возраста; 5 - изостатически уравновешенные шельфы позднекай¬
нозойского возраста; океанические плиты: 6 - юрского возраста, 7 - мелового возраста, 8 - палеогенового
возраста, 9 - неогенового возраста (фланговые зоны срединно-океанических хребтов); 10 - осевые зоны
срединно-океанических хребтов современного возраста
Арктические дивергентные, или пассивные окраины имеют экстремально широкие
флексурные шельфы с крупнейшими надводными и подводными дельтами, сочленяю¬
щиеся через относительно простой материковый склон и материковое подножие с
ложем океанических котловин. Местами прослеживается непосредственная связь сре¬
динно-океанического хребта с внутриматериковыми рифтами (Момская зона), но это
скорее исключение из правил. В целом арктические окраины в их современном облике
формировались в позднем кайнозое под влиянием изостатических опусканий на флан¬
гах срединно-океанического хребта. Характерной чертой пассивных окраин в отличие
от тихоокеанских активных является повышенная мощность осадков, а также, что
тепловой поток, сейсмичность, вулканизм отсутствуют или спорадичны. Котловины
характеризуются современным опусканием.
Наиболее существенная черта отличия двух типов материковых окраин - характер
перехода от глубоководных котловин к шельфу. В Арктике глыбово-флексурный
континентальный склон с уклоном до 4° четко совпадает с границей между океани¬
ческой маломощной и континентальной земной корой. Возраст склона определяется
как неогеновый в нижней части и позднеплейстоценовый в верхней. Ширина склона ко¬
леблется в пределах 20-100 км.
В Тихом океане переход от океанических котловин с маломощной земной корой к
Азиатскому континенту происходит через сложно построенную переходную зону,
шириной в сотни километров с типичным морфоструктурным ансамблем: краевые
океанические валы, обусловленные короблением надвигающейся Тихоокеанской пли¬
ты; глубоководные желоба, обусловленные субдукцией; аккреционные островные дуги;
деструкционные окраинные впадины (рис. 3,4). Колебания мощности коры значитель¬
ны: от 12-15 км в котловинах до 30-35 км в древних островных дугах. Окраинные ва¬
лы, глубоководные желоба и молодые островные дуги (Курильская, Алеутская) от-
4

Рис. 2. Распространение континентальных окраин (по Эмери [7])
/ - активные (конвергентные), 2 - пассивные (дивергентные), 3 - трансформные
Рис. 3. Поперечный разрез типичной активной островодужной окраины на западе Тихого океана, по Каригу
[12]
Разрез может быть интерпретирован применительно к Курильскому желобу, Курильской дуге, Курильской
глубоководной котловине (активный окраинный бассейн), о. Сахалину (остаточная дуга), малоактивному
окраинному бассейну Татарского пролива
носятся к современной геосинклинальной области, древние островные дуги (Хоккайдо-
Сахалинская, Камчатская) - к области кайнозойской складчатости. Тепловой поток
резко повышен в областях с маломощной корой (окраинные впадины) и вулканических
островных дугах. Высокая сейсмичность приурочена к зонам субдукции (сейсмофокаль-
ным плоскостям) и закономерно убывает от океана к континенту.
Островные дуги 1-го рода (молодые Курильская и Алеутская) отличаются правиль¬
ной выпуклой формой, имеют значительную протяженность (1200,1700 км), состоят из
нескольких десятков островов различной площади. Наиболее древние крупные острова
находятся на флангах дуг, где они постепенно переходят в дуги 2-го рода. Общая
площадь островов: 15,6 тыс. км2 (Курильская), 37,8 тыс. км2 (Алеутская). На кайно¬
зойском складчатом фундаменте находятся вулканы центрального типа, местами
объединяющиеся в вулканические хребты, осложненные кальдерами. Существует про-
5

Рис. 4. Типы морфоструктур переходной зоны от мате¬
рика к океану
I - шельф: Ij - аккумулятивные равнины, 12 - цоколь¬
ные равнины, 13 - структурные возвышенности, 14 -
аккумулятивные прогибы (долины), 15 - аккумулятивно-
денудационные равнины. II - материковый склон: IIt -
сбросово-обвальные уступы, И2 - оползневые равнины
и плато. III - материковое подножие: IIIj - дену¬
дационно-аккумулятивные равнины и плато, Ш2 -
аккумулятивные впадины. IV - глубоководные котло¬
вины: IVj — аккумулятивные равнины, IV2 - струк¬
турные возвышенности, IV3 - вулканические хребты.
Элементы морфоструктуры. Акватории: 1 - горы,
вулканы, купола; 2 - сбросовые уступы; 3 - каньоны,
рифты, пороги. Суша: 4 - складчато-глыбовые горы;
5 - складчатые предгорья; 6 - аккумулятивные про¬
гибы
порциональная зависимость между площадью островов и высотой, сложенных лавами
и туфами, вулканов (до 2300-2800 м). Острова подвергаются эрозии и абразии,
наиболее интенсивным на участках выходов туфов. Характерны максимальные про¬
явления сейсмичности и высокий тепловой поток, а также аномалии силы тяжести.
Островныё (полуостровные) дуги 2-го рода (относительно древние Хоккайдо-Са-
халинская и Камчатская) отличаются менее правильной многоугольной формой, сильно
изрезанной береговой линией, имеют протяженность (1500, 1250 км), свидетельст¬
вующую о генетической близости всех дуг, хотя площадь более древних дуг 2-го рода
на порядок больше: 150 тыс. км2 (Хоккайдо-Сахалинская), 370 тыс. км2 (Камчатская).
Выделяется три типа морфоструктур: палеозойские глыбовые горы, мезо-кайнозойские
складчатые горы, четвертичные вулканы и лавовые плато с кальдерами. Высоты
вулканов также пропорциональны площади дуг: 2300 м - Хоккайдо, 1600 м - Сахалин,
4800 м - Камчатка. Глыбовые хребты сложены метаморфическими сланцами нижнего
структурного этажа, складчатые горы - вулканогенно-осадочными комплексами про¬
межуточного этажа, вулканический чехол сложен лавами, туфами и пеплами. Высокая
разноглубинная сейсмичность вблизи непосредственного контакта с океанической
плитой, особенно на востоке Камчатки, постепенно затухает с приближением к мате¬
рику, однако благодаря неглубокому положению очагов землетрясений, проявления
сейсмичности на поверхности могут быть интенсивными (север Сахалина).
Со стороны материка внутренней границей переходной зоны можно считать протя¬
женную пограничную морфосгруктуру - мезозойско-кайнозойский вулканический пояс,
протягивающийся в общем параллельно системе глубоководных желобов и островных
дуг, состоящий из двух звеньев: Охотско-Чукотского и Сихотэ-Алиньского. Рельеф
вулканического пояса представлен сильно расчлененными горами и плато с высотами,
меньшими, чем в островных дугах (2500 м), но образующими главный водораздел меж¬
ду Тихим и Северным Ледовитым океанами в пределах Охотско-Чукотского звена.
Морфоструктурная эволюция подвижных поясов включает несколько этапов. Ак¬
тивные палеозойские континентальные окраины Палео-Пацифики могут быть названы
лишь морфоструктурным прообразом современных островодужных поясов, поскольку
были сильно изменены в процессе мезозойско-кайнозойского развития. Общей осо¬
6

бенностью раннего этапа геоморфологического развития активных окраин было пре¬
обладание в палеозойское и раннемезозойское время глубоководных океанических бас¬
сейнов с подчиненной ролью островодужных систем. Эти бассейны зафиксированы
офиолитовыми поясами, занимающими ограниченную площадь (восточные периферии
островных дуг). К ним приурочены глыбовые горы с хаотическим слабоупорядоченньш
рельефом, не согласующимся в плане с современными морфоструктурами, что в ряде
случаев свидетельствует о формировании "террейнов" или "коллажей” в процессе
латерального наращивания материка.
Принципиально новая тенденция в развитии началась в позднем мезозое. Ее
главной особенностью была миграция глубоководных бассейнов и регенерация отно¬
сительно мелководных прогибов Пацифики на западной периферии островных дуг.
Наиболее существенные различия геотектур и морфоструктур подвижных поясов
обусловлены различным возрастом формирования (аккреции) континентальной коры
именно в течение позднемезозойского-раннекайнозойского переходного этапа.
В тыловой части островодужного пояса консолидированная континентальная кора
сформировалась в результате ларамийского тектогенеза, причем роль аллохтонного
механизма горообразования возрастала с запада на восток. В результате к западным
перифериям островных дуг приурочены складчато-глыбовые морфоструктуры с
упорядоченным рельефом; к восточным - глыбовые поднятия со значительной ролью
надвиговых и сдвиговых деформаций. Во фронтальной части пояса, включающей
Камчатку и Курильскую дугу, консолидированная кора сформировалась в миоценовый
этап островодужного тектогенеза, причем значительное пространство фронтальной
части вообще не имеет гранитно-метаморфического слоя (центральная часть Куриль¬
ской дуги, глубоководная Курильская котловина, глубоководный желоб), что находит
отражение в морфоструктуре фронтальной зоны благодаря отмеченным выше ано¬
малиям возраста рельефа (контакт наиболее молодой дуги с наиболее древними пли¬
тами).
Хотя позднекайнозойский этап проявился в разнотипных подвижных поясах не¬
синхронно и с различной интенсивностью, несомненно, что с конца олигоцена - мио¬
цена наступил принципиально новый период геоморфологического развития. Наиболее
яркой особенностью его было интенсивное горообразование внутри континента и об¬
разование впадин окраинных морей по его периферии, определившие высокую конт¬
растность рельефа поясов. Новейшие данные по геологии океанов показывают
глобальный характер позднекайнозойской перестройки, поскольку по тефрохроноло-
гической летописи максимум кайнозойских вулканических проявлений приурочен к
эоцену, т.е. предшествует активным процессам горообразования. Это подтверждается
также запаздыванием проявления вулканизма на периферии Тихого океана по срав¬
нению с центральной спрединговой зоной.
Итак, на основе анализа основных этапов эволюции выявляется тенденция транс¬
формации океанических прогибов в шельфовые, островных дуг - в складчатые под¬
нятия. Во второй половине кайнозойского этапа (олигоцен-плейстоцен) наряду с этой
конструктивной тенденцией проявляется деструктивная. Особая роль позднемезозой-
ско-кайнозойского этапа в развитии рельефа подтверждается данными при изучении
магнитных аномалий, драгировании и глубоководном бурении.
Развитие Палео-Арктического бассейна рассматривается Н.А. Богдановым [3] как
стадийный процесс причленения разновозрастных плит к Сибирскому кратону на про¬
тяжении перми-мела (270-70 млн. лет) и полное закрытие глубоководных впадин к
эоцену (45 млн. лет). В олигоцене (30 млн. лет) начался рифтовый процесс, приведший
бассейн к современному облику - срединно-океанический хребет, глубоководные кот¬
ловины, материковое подножие, материковый склон и экстремально широкие шельфы
пассивных окраин материка.
Рассмотрим наиболее общие черты морфоструктуры и морфоскульптуры обоих
типов окраин.
Анализ сочленения океанических морфоструктур с континентальными позволяет
7

выделить два типа шельфа: так называемый нормальный шельф, представляющий
непосредственное продолжение материковых морфоструктур под уровень моря, и
погруженный шельф с глубинами более 200 м, относящийся к переходной зоне,
особенно широко развитый в Охотском море. При характеристике возраста шельфа,
который, по новейшим данным, не является полностью самостоятельным морфострук¬
турным образованием [8], нужно четко различать возраст его фундамента и возраст
шельфовых равнин. Фундамент шельфов образуют структуры древних (Русская) и
молодых (Западно-Сибирская) платформ, палеозойских (Таймыр, Новая Земля), мезо¬
зойских складчатых систем (Северо-Восток), древних островных дуг (Сахалин, Кам¬
чатка). При общем континентальном характере земной коры шельфа мощность ее
уменьшается от более древних морфоструктур в сторону Тихого океана, его новейшая
тектоника отличается слабыми малоконтрастными опусканиями с локальными подня¬
тиями на простирании складчатых морфоструктур. Поверхность шельфа почти повсе¬
местно имеет позднеплейстоценовый-голоценовый возраст, что несколько подробнее
рассмотрено при обзоре морфоскульптур.
Можно выделить два категории морфоскульптур: 1 — морфоскульптуры, различия
которых обусловлены гипсометрическим положением, 2 - морфоскульптуры, связан¬
ные с зональными гидроклиматическими факторами и трансгрессиями - регрессиями. К
первой категории относятся: а) комплексы форм рельефа глубоководных желобов и
рифтовых зон с импульсной аккумуляцией, осложняемой деструктивными разнонаправ¬
ленными тектоническими процессами в зонах субдукции и спрединга (глубоководные
конусы выноса на днищах, оползни и обвалы на склонах); б) комплекс форм рельефа
ложа глубоководных котловин с преобладанием стационарной аккумуляции взвесей,
обусловливающей формирование нижнего аквального уровня выравнивания (пологие
конусы и плоские вееры, связанные с автокинетическими потоками суспензионного
типа); в) комплекс форм рельефа материкового подножия с доминированием пульса-
ционной мощной аккумуляции (долинно-веерные системы с крутыми уклонами и под¬
водными конусами, сопоставимыми по площади с крупными дельтами рек); г) комплекс
форм рельефа материкового склона с преобладанием нестационарных деструктивных
гравитационных процессов (подводные каньоны, долины, овраги, ступени, уступы,
оползневые и обвальные тела, конусы выноса турбидных и мутьевых потоков);
д) комплекс форм рельефа шельфа, образуемых течениями, и береговой зоны с преоб¬
ладанием абразионно-аккумулятивных процессов, обусловливающих формирование
верхнего аквального уровня выравнивания (погруженные и поднятые террасы, бере¬
говые валы, абразионные ниши).
Абразионно-аккумулятивную морфоскульптуру относят к азональной, однако
именно в пределах шельфов прослеживается распространение форм рельефа, связан¬
ных с климатическими факторами и трансгрессиями. Основное различие заключается в
том, что на тихоокеанских окраинах преобладают поднятые террасы и поверхности
выравнивания, а на арктической окраине - погруженные террасы и поверхности вы¬
равнивания. В целом, основная ритмичность трансгрессивно-регрессивных циклов ква-
зисинхронна, однако определенные отличия существуют.
Анализ стратиграфических комплексов и основных геоморфологических уровней
позволяет выделить три основные эпохи в циклическом развитии материковых окраин:
позднемиоценово-раннеплиоценовую (трансгрессивную), позднеплиоценово-раннеплей-
стоценовую (регрессивную) и среднеплейстоценово-голоценовую, различающиеся по
их роли в формировании рельефа подводных окраин. Трансгрессивная позднемиоцено-
вая-раннешшоценовая эпоха была наиболее протяженной (12-4 млн. лет).
Позднеплиоценово-раннеплейстоценовая эпоха восходящих движений, орогеничес-
ких дислокаций, вулканических проявлений в интервале 4-1,5 млн. лет, образования
наиболее крупных форм рельефа в условиях преобладающей регрессии прослежи¬
вается почти повсеместно после преобладания опусканий в позднем миоцене - раннем
плиоцене, зафиксированных морскими осадками различной мощности, вскрытыми мно¬
гочисленными скважинами на арктическом шельфе и наблюдаемыми в разрезах
8

тихоокеанских окраин (корфская свита в Корякии, кавранская серия на Камчатке,
окобыкайская свита на Сахалине). Середина и конец плиоцена, как об этом свиде¬
тельствует молассоидный характер отложений апуксной свиты Корякии, алнейской
серии Камчатки, нутовской и маруямской свит Сахалина, формации сетана Хоккайдо,
галечно-песчаных осадков палеодельт арктического шельфа, характеризовались
регрессивными условиями осадконакопления и рельефообразования. Большую роль на
этом этапе играло образование дельт, которые были выдвинуты далеко в сторону
океана. Внешняя дельта Амура располагалась на территории Северного Сахалина,
где повсеместно распространены лигниты, прослои галечников и песков. Объединенная
внешняя гигантская дельта Оби и Енисея была далеко выдвинута в Карское море,
дельта Лены объединялась с дельтами Хатанги и Яны, дельта Колымы и Индигирки
была выдвинута в Восточно-Сибирское море, дельта Юкона располагалась на внешней
кромке шельфа Берингова моря, причем все дельты зафиксированы как грубообло¬
мочными осадками, так и формами рельефа (древние береговые валы и ложбины). С
регрессией связаны палеоврезы на 200-300 м, зафиксированные в долинах Оби,
Енисея, Колымы. В островных дугах поднятия сопровождались проявлениями вулка¬
низма, приуроченными к зонам глубинных разломов, продолжающихся на шельфе
(платобазальты Сахалина, Хоккайдо, Курило-Камчатской дуги). Многочисленные дан¬
ные свидетельствуют также об осушении части "погруженного" шельфа Охотского
моря; о соединении Сахалина, Хоккайдо, с одной стороны, Хонсю и Корейского п-ва -
с другой, замкнувших бассейн Японского моря; о соединении Курильско-Камчатской и
Алеутской дуг, отчленявших Охотскую и Беринговоморскую котловины. Таким обра¬
зом, конец плиоцена и ранний плейстоцен характеризовались преобладающими подня¬
тиями, денудацией суши, вулканизмом на островных дугах и их эрозией, накоплением
мощных толщ аллювиального, пролювиального и дельтового генезиса, значительным
расширением ареалов суши [9].
Среднеплейстоценовая-голоценовая эпоха колебательных движений и формирова¬
ния рельефа в условиях значительных изменений уровня моря была менее продол¬
жительной, но оставившей существенные следы: погруженные береговые линии на
арктическом шельфе и террасы в островных дугах. Наиболее обширная трансгрессия
приурочена к среднему плейстоцену; накопление морских осадков происходило преиму¬
щественно в межледниковых климатических условиях и лишь самые верхние части
разрезов формировались, в условиях начальной стадии похолодания. Это свидетельст¬
вует об эвстатическом характере трансгрессии, зафиксированной морскими осадками
на шельфе арктических морей, морскими террасами циклов Куеиро и Тама на
побережьях дальневосточных морей. После кратковременной регрессии в эпоху
оптимума последнего межледниковья (125 тыс. лет) происходит новая трансгрессия,
отразившаяся на арктическом шельфе в виде микулинских и казанцевских осадков [10]
и сформировавшая наиболее широко распространенную в Японии террасу Симосуеси.
Конец плейстоцена знаменуется установлением континентальных условий осадкона¬
копления, происходившего на фоне последнего оледенения и регрессии. Снижение
уровня Мирового океана в конце позднего плейстоцена (гримальдийская регрессия
арктического шельфа, регрессия Тоттабецу, Татикава, Мусасино тихоокеанского
шельфа) установлено на основании подводных террас 120, 40 и 20 м, переуглубления
речных долин на 50-100 м, находок субаэральной флоры и фауны, наличия проме¬
жуточных дельт на шельфе. Послеледниковая трансгрессия, начавшаяся 16—18 тыс.
лет назад, развивалась в начальный период весьма стремительно (9-14 м в тысяче¬
летие). Менее, чем за 10 тыс. лет уровень моря достиг отметок, близких к современ¬
ным, после чего произошло резкое замедление трансгрессии (фландрская трансгрессия,
или цикл дзёмон). Замедление трансгрессии, а, возможно, и некоторое понижение
уровня, обусловили развитие современных аккумулятивных форм, чему способство¬
вали интенсивная абразия в процессе голоценовой трансгрессии и поступление обло¬
мочных масс в береговую зону. В последние десятилетия темпы абразии вновь резко
усилились.
9

Современное поднятие уровня океана [11] резко активизирует процессы абразии на
низменных побережьях, которая особенно быстро протекает в многолетнемерзлых
породах. Процессы термоабразии характерны для всего арктического шельфа, но
спорадически проявляются и на тихоокеанских побережьях (Анадырский залив,
Западная Камчатка, Северный Сахалин), благодаря большей энергетической мощнос¬
ти волнения.
Новейшие исследования арктических шельфов, проведенные специалистами-мерз-
лотоведами Якутии, результаты которых доложены на международном совещании
"Криолитосфера Земли" (Пущино, апрель 1998 г.), показывают, что аномально широ¬
кие подводные шельфовые платформы в значительной мере объясняются палеотер¬
моабразией, современные темпы которой оцениваются на некоторых участках до де¬
сятков метров в год.
Выводы
Рассмотрение геоморфологической контрастности материковых окраин Азии, про¬
веденное нами по результатам составления геоморфологической карты совместно с
географами КНР, имеет не только региональное, но и общее теоретическое значение,
дополняя ранее установленные закономерности [1,2, 12]. Восточно-Азиатская и Се¬
веро-Азиатская материковые окраины, являясь антагонистами как в морфострук¬
турном, так и в морфоклиматическом аспектах, представляют наиболее контрастные
элементы всего земного спектра материковых окраин, основные типы которых
представлены на рис. 1-4.
К самому молодому "эмбриональному" Северному Ледовитому океану Азия обра¬
щена дивергентными (расходящимися) окраинами палеогенового заложения и по этому
типу развивающимися и ныне. К наиболее древнему и крупнейшему Тихому океану
материк Азия переходит через сложно построенную систему конвергентных (сходя¬
щихся) окраин, которые, согласно приведенным выше данным, развивались как ак¬
тивные окраины в течение как минимум 3 этапов: палеозойско-раннемезозойского,
позднемезозойского-раннекайнозойскош, позднекайнозойского. Эволюция рельефа от
океанических к материковым элементам на протяжении этих этапов не изменила
главные черты окраин (наличие систем вулканических островных дуг, глубоководных
котловин и желобов) и привела к направленному наращиванию (аккреции) Азиатского
материка в противоположность палеогеновому рифтогенезу на севере Азии.
Наиболее характерными современными чертами конвергентных активных окраин в
геоморфологическом отношении являются мезозойско-кайнозойские горные пояса, а
также современные островодужные комплексы и ряд других признаков: гористые и
террасированные побережья, узкие шельфы, сбросовые материковые склоны; в геоди-
намическом отношении - вулканические, сейсмогравитационные проявления. Для
дивергентных пассивных окраин в условиях относительной тектонической стабиль¬
ности чрезвычайно характерно широчайшее развитие шельфа, что в высоких широтах
усугублялось фактором оледенений, особенно в Арктическом бассейне. Асимметрия
речных бассейнов, в результате которой в море поступало много осадочного материа¬
ла, обусловила преобладание аккумулятивных шельфов и флексурных материковых
склонов.
Помимо Азии во всех материках, прилегающих к Тихому океану (Америка, Австра¬
лия), отчетливо прослеживается резкая асимметрия горных сооружений, круто спус¬
кающихся к береговой линии, и водоразделов, также приближенных к берегу океана.
На региональном уровне подобная асимметрия наблюдается в пределах восточных
хребтов Камчатки и Сахалина. Эти черты морфоструктуры отражают именно
активное взаимодействие тектонических плит, пластин, покровов, основные импульсы
которого на нижних этажах литосферы направлены от океана в сторону материка
(субдукция). Одновременно на верхних этажах земной коры развивается противопо¬
ложно направленный процесс "расползания" горных сооружений и деструкции окраин¬
ных впадин (крупномасштабный морфолитодинамический кругооборот [13]).
10

Выделение различных типов окраин имеет большой смысл также при анализе экзо-
динамических процессов, определяющих экстремальные экологогеоморфологические
ситуации. Резкое различие факторов: контрастности рельефа, морфотектонической ак¬
тивности обусловливает антагонизм современных рельефообразующих процессов. Не¬
сомненно, что глобальная абразия, связанная с повышением уровня Мирового океана,
проявляется повсеместно. Однако на активных окраинах она нелинейно усиливается
благодаря эффекту периодических цунами, нарастанию уклонов, сейсмотектонической
вибрации, что приводит к формированию крутых, но узких мозаичных шельфов. С
другой стороны, широкое развитие многолетнемерзлых пород на арктических окраинах
приводит к широкому проявлению термоабразии, развивающейся по всему фронту и
формирующей исключительно широкие, но пологие однообразно построенные
шельфы.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Тимофеев Д.А., Бронгулеев В.В., Александров СМ. и др. Принципы построения легенды геомор¬
фологической карты Азии // Геоморфология. 1995. № 4. С. 3-12.
2.	Александров СМ. Нелинейность рельефообразующих процессов и экстремальные ситуации. М.: РФФИ,
ИГРАН, 1996. 112 с.
3.	Кеннет Дж.П. Морская геология. Т. 1. М.: Мир, 1987. 400 с.
4.	Короткий AM. Климатические смены на территории юга Дальнего Востока в позднем кайнозое.
Владивосток. ДВО РАН. 1996. 58 с.
5.	Богданов Н.А. Проблемы тектоники Арктики. Тектоника и геодинамика: общие и региональные
аспекты. Т. 1. М.: ГЕОС, 1998. С. 57-58.
6.	Мусатов Е.Е. Позднемезозойско-кайнозойская тектоника и геодинамика Северного Ледовитого океана
и его континентальных окраин // Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты. Т. 2. М.:
ГЕОС, 1998. С. 50-53.
7.	Моссаковский А.А., Пущаровский Ю.М., Руженцев С.В. Тихоокеанский и Индо-Атлантический сегменты
Земли: геодинамика и тектоническое развитие // Тектоника и геодинамика: общие и региональные
аспекты. Т. 2. М.: ГЕОС, 1998. С. 45-48.
8 .Ломтев В Л., Патрикеев В.Н. Поднятие Дарвина: новые данные о геологическом строении и истории
развития в мезокайнозое // Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты. Т. 1. М.: ГЕОС,
1998. С. 305-307.
9.	Emery К.О. Continental Margins-Classification and Petroleum Prospects // Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull. V. 64.
1980. P. 297-315.
10.	Кеннет Дж.П. Морская геология. М.: Мир, 1987. 400 с.
11.	Короткий А.М. Климатические смены на территории юга Дальнего Востока в позднем кайнозое.
Владивосток: ДВО РАН, 1996. 58 с.
12.	Павлидис Ю.А., Дунаев Н.Н., ИонинА.С. и др. Геоморфология и палеогеография области арктического
шельфа Евразии в эпоху последнего межледниковья (Часть I. Запад) // Геоморфология. 1997. № 2.
С. 20-28.
13.	Развитие морских берегов России и их изменения при возможном подъеме уровня Мирового океана. М.:
МГУ, 1997. 306 с.
14.	Karig D.E. Subduction and Accretion in the Trenches // Geol. Soc. Am. Bull. 86. 1975. P. 377-389.
15.	Хайн B.E., Яблонская H.A. Неотектоника Азии: 75 лет после Э. Аргана // Геотектоника. 1997. № 6.
С. 3-15.
Ин-т географии РАН,	Поступила в редакцию
Ин-т океанологии РАН	13.01.98
GEOMORPHOLOGICAL CONTRAST OF THE SUBMARINE CONTINENTAL
MARGINS OF ASIA
I S.M. ALEXANDROV |, A.S. IONIN
Sum mary
The comparative geomorphologic analysis of the passive (Arctic) and active (Pacific) continental margins of Asia
was performed. Morphostructure and evolution of both types of margins are characterized. An approach to classification
of continent-ocean transition zones is described.
11

УДК 551.439
ф 1999 г. Ю.В. ЕФРЕМОВ
УДАРНЫЕ (ИМПАКТНЫЕ) ПРОЦЕССЫ И МОРФОЛИТОГЕНЕЗ
На поверхности Земли и других планет повсеместно встречаются метеоритные кра¬
теры» а в горах нашей планеты - ямы выбивания, валы и бугры лавинного и
гравитационного генезиса. Несмотря на различия в силе воздействия на поверхность и
в масштабах распространения, размерах и морфологической выраженности все кра¬
тероподобные образования имеют импактную природу происхождения. При этом и
космические тела, и снежные лавины, и быстро двигающиеся обвально-гравитацион¬
ные массы преобразуют поверхность, на которую они падают (которую ударяют),
создавая углубления различных размеров. Эти процессы перемещают и преобразуют
горные породы и, в конечном итоге, формируют специфические формы рельефа. Все
это дает основание представить новый вид морфолитогенеза - ударный, или импакт-
ный, включающий в себя три основных вида: метеоритно-ударный, лавинно-ударный и
граадггационно-ударный.
Рис. 1. Схема образования ударных форм рельефа Земли и других планет
В данной работе освещаются общие закономерности образования, распространения,
дальнейшего развития каждого из выделенных видов ударного морфолитогенеза
(рис. 1).
Метеоритно-ударный морфолитогеиез
Вопросам метеоритного кратерообразования, т.е. механике процессов, стадиям
образования кратеров, структуре измененных горных пород посвящено много работ,
среди которых наиболее известны в России [1-6]. Ныне считается общепризнанным,
что кратерированные ландшафты Луны, Меркурия, Марса и многих спутников в
12

Таблица l
Крупнейшие метеоритные структуры на поверхности Земли
Название структур
Диаметр,
км
Возраст
Морфологическая выраженность1
Эльчагын
15
Россия
Ранний палеоген
Кратер
Усть-Карская
25
Кайнозой
Тоже
Лабынкыр
30
Юра
В рельефе не выражен
Карская
• 50
Кайнозой
Кратер
Паучеж-Катунская
80
183 млн.л.
В рельефе не выражен
Попигайская
75
55 млн.л
Округлое понижение
Германия
Рис
24
14,8 млн. л.
Кратер с двумя кольцами и
Сильям
1 45-
Швеция
365 ± 7 млнл.
центральным поднятием
| Кратер с центральным поднятием
Фредефорт
100
Гана
1970 ±100 млнл.
| В рельефе не выражен
Сьера-Мадера
133
США
Начало палеогена
Сложный, сильно эродированный
Маникуаган
65
Канада
210 ± 4 млнл.
кратер
Кратер с поднятием в центре
Клируотер
25
285 ± 30 млнл.
Кратер с озером
Карсвел
. 30
485 ± 5 млнл.
В рельефе не выражен
Седбери
100
1700 ± 200 млнл.
Тоже
Шарлевуа
35
350 ± 25 млн.л.
»
Сент-Мартин
24
225 ± 25 млнл.
Озеро в предполагаемом кратере
1 Метеоритные структуры, невыраженные в рельефе, были обнаружены геофизическими и
геологическими методами.
Солнечной системе образовались в основном в результате многократных ударов
космических тел (метеоритов, болидов, комет) различного масштаба.
В настоящее время на Земле обнаружено около 200 достоверных и предполагаемых
метеоритных кратеров (астроблем) диаметром кольцевых структур 10-70 км, различ¬
ной выраженности в рельефе. Импактные кратеры и астроблемы наблюдаются на
всех континентах, некоторые сведения о них приведены в табл. 1. Наиболее хорошо
исследованы метеоритные структуры в Канаде. Здесь достоверно установлен 21 ме¬
теоритный кратер [7].
На территории бывшего СССР (по данным А.А. Алексеева и Л.П. Хряниной) выяв¬
лено 26 ударных метеоритных структур [8]. Имеются и другие кольцевые структуры,
которые при дальнейшем исследовании могли бы быть отнесены к импактным. Одним
из самых больших импактных образований на нашей планете является Попигайский
метеоритный кратер диаметром до 100 км [9]. Термином Иимпактные кратеры'*, по
13

В.Л. Масайтису, обозначают кольцевые структуры, образованные в результате уда¬
ров малых космических тел о поверхность планет. Удары метеоритов о поверхность
Земли приводят к образованию лунок, воронок, котловин, размеры которых соотно¬
сятся с размерами космических тел как 3:1; 5:1.
В астроблемах по направлению от внешних частей к внутренним выделяются
насыпной вал - цокольный вал - дно кратера. Насыпной вал слагает аллогенная
брекчия, представляющая продукты выброса разрушенного при ударе щебнистого
обломочного материала. Слоистость, как правило, отсутствует. Цокольный вал
сложен обычно породами, испытавшими удар метеорита, в результате чего они
превратились в брекчиевидные катаклазиты с инъекционными прожилками.
Дно кратера имеет четырехслойное строение. Сверху вниз прослеживаются: алло¬
генная брекчия, залегающая на материнских породах; зона дробления и разрушения,
пронизанная инъекционными брекчиями; зона пластических деформаций (складок).
Общая мощность этих образований в зависимости от энергии упавшего тела и силы
взрыва может достигать 0,5-0,75 км и реже 2-3 км. Сложные кратеры с террасами на
стенках, центральными горками (поднятиями) и плоским дном, исследованные Г. Ме-
лошем, повсеместно распространены на Луне, Марсе и других планетах и их спут¬
никах. На нашей планете подобные образования встречаются реже (изучено 14 слож¬
ных кратеров) (табл. 1). Классический пример такой структуры - сложный кратер
Сьера-Мадера в Западном Техасе (США).
Наряду с метеоритными кратерами, выраженными в рельефе, на поверхности
планет, в том числе и нашей Земли, встречаются концентрические эллипсовидные и
линейные структуры, происхождение которых трудно объяснить с позиций современ¬
ной геоморфологии. Особые условия формирования структур (косой удар космического
тела, наличие мощных региональных разломов, различная прочность слоев в месте
удара и т.д.) способствуют формированию необычных типов кратеров: квадратной,
многоугольной формы, со сверхширокими террасами, огромными сложными по форме
центральными горками и т.п.
По данным А.П. Макацария [10], на территории Грузии, в районе г. Тбилиси обна¬
ружены многочисленные эллипсоидные параллельные и продольные р. Куре котло¬
вины-депрессии (Ваке-Сабурталинская, Делисская, Дигомская и др.). Их происхож¬
дение по ряду морфологических и структурно-геологических признаков (огражденность
крутопадающими склонами, скальными порогами и непроточность, уклон дна против
течения рек Куры, Вере и т.д.) следует отнести к космогенному. Метеоритной
структурой (по сведениям того же автора) в Западной Грузии является и Окриба,
имеющая признаки котловинной астроблемы.
Кольцевые геологические структуры широко распространены на поверхности
Земли, происхождение некоторых можно объяснить ударами космических тел. Многие
из них покрыты мощным чехлом осадочных пород и поэтому могут быть обнаружены
только геофизическими методами и бурением. К числу таких структур некоторые
исследователи относят импактную структуру моря Росса в Антарктиде. При изучении
ее континентальных окраин скважина, пробуренная с судна "Гломар Челленджер",
вскрыла у дна 20-метровую толщу необычных пород. Это были брекчии, сложенные
угловатыми обломками диабазов, гранитов, мрамора, кварца и др. Деформации пород
и характеристика брекчий убеждают, что скважина вскрыла аллогенные и аутогенные
брекчии метеоритного кратера. Сейсмические данные показали, что здесь располо¬
жена огромная кольцевая впадина (диаметром 500 км), названная американскими
исследователями бассейном Челленджер [2].
В последние годы при сейсморазведочных работах в Баренцевом море было
обнаружено редкостное морфоскульптурное образование на ровном морском дне -
плоскодонное углубление округло-треугольной формы размерами в плане 17 X 11 км и
глубиной 90 м. По всем признакам исследователи относят это образование (Лунинская
астроблема) к метеоритным [11].
14

Лавинно-ударный морфолитогенез
Об ударной деятельности снежных лавин и так называемых ямах выбивания и
лавинных буграх стало известно в последние два десятилетия. Впервые ямы выби¬
вания отмечены Г.К. Тушинским и К.К. Кузьминым на Кавказе [12], В.И. Сербенко в
горах Алтая [13] и Г.Н. Дэвис в Калифорнии [14].
Среди исследователей существуют терминологические разногласия при описании
конкретных форм рельефа, являющихся результатом воздействия падающей снежной
лавины. Мы предлагаем следующие термины: ямы выбивания, озера лавинного выби¬
вания, лавинные валы, ямы лавинного выбивания в пределах акваторий озерных во¬
доемов.
Подобные морфологические образования располагаются, как правило, у подножия
крутых склонов долин, цирков и каров, а также в прибрежной зоне фьордов или морей
(табл. 2). По внешнему облику ямы и озера лавинного выбивания напоминают простые
метеоритные кратеры. В общих чертах механизм их образования (за исключением
глубокого метаморфизма горных пород) схож с ударом космических тел о земную
поверхность. Лавинно-ударные формы рельефа широко распространены на территории
России - на Алтае [15], в Джунгарском Алатау [16], на Кавказе [17, 18], а также за
рубежом - в Норвегии [19], Новой Зеландии [20], Японии [21], Австралийских Альпах
[22], Карпатах [23], Кордильерах (США) [14] и др.
Ямы лавинного выбивания почти всегда заполняются водой, образуя озера
лавинного выбивания. Однако на Большом Кавказе встречаются ямы лавинного
выбивания и без воды. Размеры ям и озер лавинного выбивания колеблются от 200 до
70 000 м2. Самые большие лавинные водоемы обнаружены в Норвегии (70 тыс. м2)
[19] и в Новой Зеландии (50 тыс. м2) [20].
Ямы лавинного выбивания могут формироваться как в акватории озерных водо¬
емов, так и во фьордах и у побережья морей. Обнаружить подводные ямы можно
лишь с самолета или вертолета, с высоты горных вершин или при батиметрировании
водоема. Морфологически они схожи с озерами лавинного выбивания. Как правило,
ямы оконтуривают подводный вал, образующий отмель, или подводный лавинный вал
в виде небольшого серповидного острова в пределах акватории озера или фьорда.
Ямы лавинного выбивания в указанных водоемах связаны с так называемым водо¬
бойным эффектом [24]. Их возникновение обусловливается прежде всего ударной си¬
лой крутопадающих снежных лавин, энергия которых передается воде, в результате
чего возникают ударные волны, распространяющиеся к берегам. Под воздействием
ударной волны рыхлый материал, захваченный со дна водоема, выбрасывается наружу
и отлагается на краю воронки.
Наряду с озерами лавинного выбивания во многих горных районах отмечаются и
другие лавинно-ударные формы рельефа. Сюда относятся лавинные валы (рис. 2), ко¬
торые могут иногда сочетаться с ямами или озерами лавинного выбивания. Они
образуются в основном в узких долинах горных рек непосредственно на пойме или в
русле. Наиболее характерная форма лавинных валов - холм с округлой вершиной,
длинная ось которой вытянута вдоль склона перпендикулярно направлению движения
лавин. Со стороны воздействия лавин осыпной вал вогнут, что придает ему вид
ущербной луны (рис. 2). Поперечный профиль лавинного вала резко асимметричен.
Внутренний склон вала, обращенный навстречу лавинному ложу, выпуклый, короткий
и крутой. Уклоны его достигают угла естественного откоса грубообломочного мате¬
риала, из которого он сложен, т.е. 40-45°. Внешний склон вала длинный, пологий и
имеет вогнутый профиль. Уклоны в привершинной части вала составляют 12-15°.
Этот склон плавно сочетается с окружающим рельефом. Высота лавинных валов над
руслом колеблется от 2-3 до 20-25 м. Закономерности образования и распространения
лавинных валов освещены в [14, 16]. Подобные формы довольно часто встречаются
на Кавказе (в верховьях рек Большой и Малой Лабы, Большого Зеленчука, Ардона,
Баксана и других).
15

Таблица 2
Морфологические типы и размеры лавинных и гравитационных ударных форм рельефа (А - длина, В - ширина, С - высота и глубина)
Горная страна, речной бассейн,
название водоема
Высота над
уровнем
моря, м
Морфологический тип
Размеры (А X В X С)
Примечание
Лавинный вал
Яма лавинного
выбивания
Джунгарский Алатау, Коксу
2000
Лавинный вал
150 X 60 X 9
Алтай, Громотуха
1500
То же
100 X 75 X 18
Норвегия, Линген
160
»
135 X 95 X 12
Большой Кавказ, Малая Лаба, Малое
1970
Озеро лавинного выбивания
125 X 100 X 9
120 X 110 X 16
Большой Кавказ, Малая Лаба, Ачипста
1865
Озеро с ямой лавинного выбивания
50 X 25 X 4
54 X 53 X 10
Имеет серповидный остров
Большой Кавказ, Теберда,
Туманлыкель
1860
Реликтовое озеро с двумя ямами
лавинного выбивания
90 X 70 X 23
115 X 60 X 14
Лавинный вал уничтожен во в{>емя
строительства дороги
Норвегия, Линген, Рундватнет
145
Озер# лавинного выбивания
100 X &)
135 X 115 X 15
Подводный лавинный вал
Норвегия, Линген, Ерфиорден
0
Яма выбивания во фьорде
170 X 30
65 X 30
Новая Зеландия, Фиордланд
1460
Озеро лавинного выбивания
200 X 180
180X 50 X2
Большой Кавказ, Афипс, Безымянное
472
Озеро гравитационного выбивания
200 X 20 X 2
Большой Кавказ, Пшада
Озеро оползне-ударное
-
Подпрудный вал частично
уничтожен
Черноморское побережье Кавказа,
Дюрсо, Сладкое
3,0
Озеро гравитационного выбивания
150 X 15 X 5
100 X 90 X 5

I	ж
Рис. 2. Морфологические типы ударных форм рельефа
/ - метеоритные; // - лавинные; А - план; Б - профиль; 1 - гребень метеоритного кратера; 2 - дно кратера;
3 - насыпной вал, сложенный аллогенной брекчией; 4 - трещиноватые породы; 5 - коренные породы;
6 - горка на дне катера; 7 - осыпные склоны кратера; 8 - лавинные лотки; 9 - неизмененные коренные
породы; 10 - лавинный вал; 11 - ямы лавинного выбивания; 12 - водоемы; 13 - обрывистый проксимальный
склон лавинного вала
Образование лавинно-ударных форм рельефа возможно лишь при определенных
условиях [25]. Они тяготеют к областям древнего оледенения, характеризующимся
крутонаклонными трогами или глубокими эрозионными долинами, крутизна склонов
которых 35-50° и более. В нижних частях склонов имеет место резкий перегиб про¬
дольного профиля лавинных лотков.
Образование указанных форм рельефа предопределяется наличием рыхлообло¬
17

мочного материала в долинах рек, на берегах морей и у подножия склонов. Например,
на Западном Кавказе озера лавинного выбивания располагаются в долинах и карах на
месте угасших озерных водоемов. Значительно реже образуются ударные формы
рельефа в коренных породах.
Ямы выбивания и лавинные валы не образуются в тех местах, где располагаются
конусы выноса, поскольку ударная сила снежной лавины рассеивается на их наклонной
поверхности. Однако в Норвегии и Швеции подобные формы существуют у основания
подрезанных конусов выноса, обрывающихся отвесной стеной (10-50 м) к водной
поверхности фьордов или прибрежной морской террасе [19, 26]. На Кавказе и в Новой
Зеландии подрезанные конусы выноса, у основания которых располагаются ямы
выбивания, почти не встречаются.
Формирование катастрофических снежных лавин, способных эродировать ложе
долины возможно в районах со значительным увлажнением, частым сходом снежных
лавин и большим количеством обломков горных пород. Например, в Новой Зеландии в
районе формирования озер лавинного выбивания количества осадков составляет 6250-
6750 мм/год [20]. Здесь лавины обладают огромной разрушительной силой с ударным
давлением, достигающим 600 т/м2. Шимидзу и др. [21] сообщают о еще более высоких
значениях давления - до 1400 т/м2. На Западном Кавказе количество осадков состав¬
ляет 1000-3700 мм/год, а средняя максимальная толщина снежного покрова - 2,5-
5,5 м. Здесь часто сходят снежные лавины, обладающие силой удара в десятки т/м2.
Видимо, такой силы достаточно, чтобы выбить ямы и сформировать лавинные
валы.
Механизм воздействия на подстилающее ложе падающей снежной лавины в
деталях не ясен и требует дальнейшей проработки. Нам представляется, что главную
роль при ударе снежной массы о препятствие играют каменные обломки и воздушная
волна. Первые содержатся в огромном количестве в самой лавине. Например, по дан¬
ным С.М. Мягкова и Е.С. Трошкиной [27], лавина с северного склона г. Чегет в При-
эльбрусье в 1973 г. при объеме около 1,2 млн. м3 заключала в себе более 10 тыс. м3
обломочного материала, или около 0,9% объема лавины. Для лавин, сходивших на том
же участке в другое время, содержание обломочного материала колебалось в пределах
0,2-1,4% (по объему).
Второй, не менее важной составляющей снежной лавины является воздушная
волна. Экспериментальные данные, полученные Н.А. Урумбаевым, свидетельствуют
о том, что основные разрушения производит снеговоздушное облако, отрывающееся
от ядра лавины. Давление его на сооружение (датчики установлены у основания
склона перед фронтом "домашней" лавины) у края остановившегося лавинного тела
достигает 200-250 кг/м2. Плотность снеговоздушного потока 0,01-0,05 г/см3. Совер¬
шенно очевидно, что при многократных ударах снежной массы в подстилающее ложе
постепенно будет формироваться отрицательная форма рельефа - яма выбивания.
Итак, формирование лавинно-ударных форм в условиях обильного увлажнения и
интенсивной лавинной деятельности происходит следующим образом: в местах, где
имеются крутые перегибы склона и сходят мощные лавины, образуются ямы выби¬
вания и лавинные валы с аллювиально-пролювиальных и флювиогляциальных отло¬
жениях. Некоторые образовавшиеся ямы заполняются водой, в связи с чем и появ¬
ляются озера лавинного выбивания. Более широко образование ям выбивания проис¬
ходит в присклоновых частях моренно-запрудных озер. После прорыва этих запруд от
обширных водоемов в долинах рек остаются небольшие (несколько тыс. м2), но до¬
вольно глубокие озера, имеющие округлую и эллипсовидную форму, также отно¬
сящиеся к озерам лавинного выбивания. Ямы лавинного выбивания, возникшие в
неспущенных озерах, а также во фьордах, сохраняются достаточно долго, если в них
происходит слабая седиментация осадков.
Формирование лавинно-ударных форм рельефа происходит в периоды повышенного
увлажнения, когда наблюдается интенсивный сход снежных лавин. Максимальных
размеров лавинно-ударные формы рельефа достигли, вероятно, в конце Малой
18

ледниковой эпохи в XVII-XIX вв. [28]. Позже, в связи с уменьшением увлажнения
объемы и частота сходящих в озера лавин сократились, уменьшилась их ударная сила,
и в настоящее время лавинная деятельность только способствует сохранению озер, а
увеличения ям выбивания не происходит. Это наиболее заметно на Западном Кавказе
в высотных зонах 1300-1800 м и во многих долинах Западного и Центрального
Кавказа (районы Учкулана, Теберды, Архыза и др.). На «этих участах долин лавины
уже не достигают озер (Каракель в Теберде, Мертвое в Архызе) или же имеют столь
незначительные объемы, а соответственно и силу удара, что в лучшем случае не дают
озерам интенсивно зарастать (Малый Каракель в бассейне р. Маруха).
Однако в некоторых районах Западного Кавказа продолжается формирование
лавинно-ударных форм рельефа, что связано с усилением лавинной деятельности в
многоснежные зимы. Так, лавины, сходящие в озеро Туманлыкель в 1963, 1976, 1978,
1979, 1987 гг., пробивали лед озера и выплескивали большую часть воды вместе с
обломками горных пород. Наблюдалось это и на других горных озерах, особенно зимой
1986-87 гг., когда были выплеснуты озера Ачипста, Геналыкель, Малое и др.
Судя по данным о частоте схода и ударной силе снежных лавин, формирование ям и
валов лавинного выбивания продолжается, по-видимому, и в других горных странах,
таких как Новая Зеландия и Япония.
Ударно-гравитационный морфолитогенез
Об ударном воздействии обвальных и оползневых масс на подстилающее ложе из¬
вестно мало. Исследования последних лет показали, что на Большом Кавказе и других
горных странах встречаются формы рельефа (сухие котловины, озерные водоемы,
насыпные валы в долинах), по всей видимости связанные с этими явлениями [29].
Механизм образования подобных форм, однако, еще предстоит идентифицировать,
необходимо также провести детальные исследования и топографические съемки
районов обрушения склонов.
Условия возникновения озер оползневого выбивания, например, весьма своеоб¬
разны. Подобные явления могут происходить у подножий крутых горных склонов, ког¬
да оторвавшиеся оползневые блоки рушатся вниз в долину и формируют котловины
как в результате ударов о подстилающее ложе, так и выдавливания рыхлых отло¬
жений (например, старого оползневого тела). Такое озеро возникло в декабре 1995 г.
вблизи пос. Пшада на Черноморском побережье Кавказа. Оползень, сформировав¬
шийся на северном склоне Безымянного хребта, сполз на Черноштанную поляну,
выдавил древние оползневые массы и сформировал небольшую котловину (около
10 000 м2), которая, заполнившись водой, образовала озеро [30]. Подобные водоемы
были обнаружены нами и в других местах Северо-Западного Кавказа (табл. 2).
Заключение
1.	В настоящее время происхождение рельефа Земли и других планет Солнечной
системы можно объяснить не только результатом действия гравитационных, эндоген¬
ных и экзогенных процессов, но и космогенных факторов - ударами космических тел о
подстилающее ложе.
2.	Космические тела (метеориты, болиды и кометы), а также снежные лавины,
обвалы и оползни преобразуют поверхность, на которую они падают, создавая особые
генетические формы рельефа, называемые нами ударными, или импактными. При
этом в горных породах и рыхлых отложениях происходят значительные изменения.
При ударах космических тел они преобразуются в особые горные породы и минералы
и перемещаются на периферию кратера взрыва. Все это дает нам основание
выделить особый вид морфолитогенеза - ударный, или импактный.
3.	Исходя из особенностей формирования и преобразования рельефа и рыхлых
отложений следует выделить три разновидности ударного морфолитогенеза: метео¬
ритно-ударный, лавинно-ударный, гравитационно-ударный.
19

4.	Механизм воздействия космических тел на поверхность Земли хорошо изучен и в
некоторых случаях аналогичен ядерному направленному взрыву. При дальнейших ис¬
следованиях, по всей вероятности, будут выявлены новые ударные структуры.
5.	Лавинный и гравитационный ударный морфолитогенез находится на первона¬
чальной стадии изучения и требует дальнейшей детализации и учета всех сущест¬
вующих ударных форм рельефа.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Масайтис В Л., Данилин АН., Мащак М.С. и др. Теология астроблем. Л.: Недра, 1980. 231 с.
2.	Хранит Л.П. Метеоритные кратеры на Земле. М.: Недра, 1987. 112 с.
3.	Фельдман В.И., Грановский Л.Б.,Дабижа А.И. Импактиты. М.: Изд-во МГУ. 240 с.
4.	Флоренский К.П., Базилевский А.Т., Иванов Б.А. и др. Ударные кратеры на Луне и планетах. М.:
Наука, 1983, 200 с.
5.	Иванов Б.А. Механика кратерообразования // Итоги науки и техники. Сер. Механика деформируемого
твердого тела. Вып. 14. М.: ВИНИТИ, 1983. С. 60-128.
6.	Мелом Г. Образование ударных кратеров. Геологический процесс. М.: Мир, 1994. 336 с.
7.	Робертсон Р.В., Грае А.Ф. Астроблема Канады // Природа. 1973. № 9. С. 78-86.
8.	Алексеев А.А. Метеоритные структуры // Природа. 1986, № 1. С. 34-37.
9.	Масайтис ВЛ., Михайлов М.В., Селивановский Т.В. Попигайский метеоритный кратер. М.: Наука,
1975, 124 с.
10,	Макацария А.П. Участие космогенных факторов в формировании рельефа Грузии И Сб. матер, межгос.
конф. 24 пленума геоморфологической комиссии. 1998. С. 39-42.
И. Крылов РА. Предполагаемая космогенная структура (астроблема) на дне Баренцева моря // Геомор¬
фология. 1997. № 1, С. 69-71.
12.	Тушинский Г.К., Кузьмин К.К. Тебердинский район. Побежденные вершины ft Ежегодник советского
альпинизма, М,: 1952. С. 318-358.
13.	Сербенко В.И. Снежные обвалы в верховьях долины р. Томи // Тр. Транеп.-энергетич. ин-та Зап.-Сиб.
фил. АН СССР. 1954. Вып. 4. С. 127-142,
14.	Davis G.H. Erosional features of snow avalanches. Middle Fork, Kings River, California ft US Geological Survey.
Paper. 1962. V/45CM>. P. 122-125,
15.	Благовещенский В.П., Попов В.И., Берман О А, Лавинные бугры на Западном Алтае и в Джунгарском
Алатау // Снежные лавины и ледники Казахстана. Алма-Ата: 1977. С. 44-50.
16.	Кужбанов А.Б. Лавинные бугры в бассейне р. Чиже в Джунгарском Алатау ft Гляциально-нивальные
процессы в горах Казахстана. Алма-Ата: 1981. С. 109-118.
17.	Ефремов Ю.В., Заруднев В.М., Панов В.Д., Сунцов AM. Озера лавинного выбивания на Западном
Кавказе // Сб. работ Ростовской ГМО, 1980. Вып. 17. С. 94-101.
18.	Ефремов Ю.В., Панов В Ж Формирование озер под ударным воздействием снежных лавин // Изв. BFO.
1988. Т. 120. Вып. 6. С. 552-556.
19.	Comer G.D. Avalanche impact landforms in Troms. North Norway // Geogr. Ann. 1980. V. 62. № 1-2. P. 1-10.
20.	Smith H.W. Avalanches // New Zealand Engineering. 1947. V. 2. May 10. P. 491-496.
21.	Shimizu HHizioka 7., Akitaya E. A study of high-speed avalanches in the Kurobe Canyon. Japan ft J. Glaciol.
1980. V. 26. Ш 94. P. 141-151.
22.	Nagt H. Untersuchungen an Tauemseen I ft Naturwissen chaftlicher Vereines Stciermark. Graz. 1971. Bd. 100.
S, 11-135.
23.	Геоморфология осевой зоны Восточных Карпат If Под ред. Г.С. Ананьева. М.: Изд-во МГУ, 1981.
132 с.
24.	Listol О. Avalanche plunge-pool effect Ц Norsk Polarinst Arbook. 1972. P. 179-181.
25.	Ефремов Ю.Ш., Панов ВЛ. Лавинно-ударные процессы и связанные с ними формы рельефа // Матер,
гляциол. исслед. 1988. № 6. С. 137-141.
26.	Sckytt V. Notes on glaciological activities in Kebnekaise Sweden during 1964 // J. Glaciol. 1980. V. 26. № 94.
P. 141-151.
27.	Мягков CM., Трошкина E.C., Салова ТА. Осыпные и лавинные процессы и создаваемые ими
аккумулятивные формы рельефа ft Геоморфология. 1979. № 1. С. 67-72.
28.	Тушинский Г.К., Турманина В.И. Фитоиндикация изменений ледниково-селевой активности последнего
тысячелетия ft Фитоиндикационные методы в гляциологии. М.: 1971. С. 142-153.
29.	Ефремов Ю.В. Озерный морфолитогенез на Большом Кавказе: Автореф. дис. ... д-ра геогр. наук.
Краснодар: Куб ГУ, 1996.59 е.
20

30.	Бондаренко ИЛ., Ефремов Ю.В., Дембицкий С.И. Особенности проявления оползневых процессов на
южном склоне Северо-Западного Кавказа // Вести. КОРГО. 1998.
Краснодарский государственный	Поступила в редакцию
университет	14.04.98
IMPACTIVE PROCESSES AND MORPHOLITHOGENESIS
Y»,V. YEFREMOV
S у п> ш a г у
A particular impact type of morpholithogenesis is described. It includes not only well-known falls of meteorites,
but also the effects of snow avalanche, landslides and collapses. Classification of processes and forms and their forming
mechanisms are discussed.
21

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№2
апрель-июнь
1999
ДИСКУССИИ
УДК 551.4.03:528.067.4
© 1999 г. А.М. БЕРЛЯНТ
ТЕОРИЯ МОРФОМЕТРИИ: НОВЫЙ ЭТАП
" Второе рождение” морфометрии
Эта статья написана в связи с выходом в свет книги Ю.Г. Симонова "Морфо¬
метрический анализ рельефа" [1]. Но это не рецензия и даже не дискуссия, а скорее
размышление на тему о становлении теории морфометрии, возникшее под впечатле¬
нием от прочитанного. Подобных книг до сих пор в нашей литературе не было.
Конечно, есть немало классических трудов по морфометрии рельефа - отечествен¬
ная геоморфология вправе гордиться достижениями в этой области. Прежде всего,
следует назвать капитальный труд Н.М. Волкова "Принципы и методы картометрии"
[2] - однако, это все же лишь подробнейшее рассмотрение технических проблем изме¬
рений по картам. Книга А.И. Спиридонова "Геоморфологическое картографирование",
вышедшая не одним изданием [3], излагает, главным образом, методику построения
морфометрических карт. Фундаментальная монография А.С. Девдариани "Математи¬
ческий анализ в геоморфологии" [4] касается не столько собственно морфометрии,
сколько математического моделирования в геоморфологии. Труды Л.Б. Аристарховой,
С.Д. Муравейского, Р.Х. Пириева, В.П. Философова, И.Г. Черванева, Э.Л. Якименко
и других авторов посвящены отдельным проблемам морфометрии, системам показа¬
телей, комплексам морфометрических карт, новым, подчас весьма оригинальным,
методикам.
Монография Ю.Г. Симонова, скромно обозначенная как учебное пособие, является
по сути первым основательным теоретическим исследованием проблем морфометрии
рельефа (хотелось бы, невзирая на стилистические погрешности, сказать - "геомор¬
фологической морфометрии"). Как всегда, теоретический труд хорош не только обоб¬
щением достигнутого знания и введением в научный оборот новых парадигм и
методологических конструкций, но еще и тем, что будит мысль, вызывает желание
поспорить в поисках истины, дает стимул для дальнейших теоретических изысканий.
Книга Ю.Г. Симонова принадлежит именно к этой категории научных трудов. Впер¬
вые, пожалуй, морфометрия предстала не просто техникой измерений, но сущест¬
венным элементом теории геоморфологии и даже шире - географии в целом.
Поэтому представляется полезным рассмотреть монографию именно с точки зрения
ее теоретико-методологического потенциала. Нет сомнения, что в будущем книга
породит еще много конструктивных идей и методик, в том числе, и в теории измере¬
ний, и в картографии и в иных смежных науках - можно полагать, что автор более
всего к этому стремился.
В основу теории Ю.Г. Симонов положил рассмотрение форм рельефа как объектов
исследования. Это как бы само собой разумеется - чем еще должна заниматься
22

морфометрия, как не формами рельефа? Но до сего времени мало кто так подробно
проанализировал - причем, именно с позиций морфометрического анализа - особен¬
ности выделения форм рельефа, неопределенный характер их границ, типы точек,
линий и поверхностей, образующих, структурные инварианты, морфосистемы и их
выраженность в облике земной поверхности. Показано, что теоретически возмож¬
ное число типов рельефа превышает 32 тысячи. Наконец, рассмотрены способы
представления форм рельефа на картах разных масштабов и связанные с этим
неточности.
От морфологии и морфометрии автор протягивает надежную связь к генезису и
динамике рельефа и это означает, что морфометрический анализ обеспечивает полу¬
чение не только формально геометрических, но и содержательно значимых резуль¬
татов.
Интересно рассмотрена история идей и методов морфометрии, а также три этапа ее
развития: 1) формирование основ; 2) накопление опыта измерений; 3) возрождение и
стремительное развитие, сопровождающееся морфометрическим картографированием.
Правда, утверждение о том, что исторически первым этапом развития морфометрии
было топографическое картографирование, представляется парадоксальным. Ю.Г. Си¬
монов считает, что "топографические карты, по которым в настоящее время прово¬
дится большинство современных исследований, по существу, сами являются результа¬
том первых морфометрических работ, выполненных геодезистами и топографами"
[1, с. 18] - это, пожалуй, слишком уж расширительная трактовка морфометрии.
Но во всяком случае, можно утверждать, что сегодня морфометрия вышла на
новый, четвертый этап теоретического осмысления своего предмета и метода. Она
переживает, как пишет сам Ю.Г. Симонов, второе рождение.
И, по-видимому, начало нового этапа положено рассматриваемой монографией.
Морфометрия и картографические знаковые системы
Морфометрию нередко рассматривают как исключительно геоморфологический
метод. Ю.Г. Симонов во первых строках предисловия вполне определенно высказы¬
вается о том, что морфометрический анализ приобрел теперь большое значение не
только в геоморфологии, но и в других науках, например, в биологии и геологии. Но
далее не совсем последовательно пишет, что "морфометрия - научное направление
геоморфологии, исследует количественные (геометрические) свойства рельефа земной
поверхности с целью их выявления и описания..." [1, с. 32]. А между тем, почти все
отрасли географии "обзавелись" своей морфометрией: в ландшафтоведении э!ю ланд-
шафтометрия, в почвоведении - педометрия, в медицинской географии - нозометрия,
в социально-экономической географии - демометрия (морфометрия расселения) и то-
поморфометрия сетей, в планетологии - планетометрия и т.д.
С науковедческих позиций чрезвычайно интересно проследить, как методы морфо¬
метрии связаны с картографическими способами изображения и в какой мере это
определяет развитие отдельных наук. Скажем, в геофизике, геоморфологии, океано¬
логии преобладают изолинейные карты, и это повело к разработке приемов изучения
градиентов (уклонов), экспозиций, горизонтального и вертикального расчленения, к
выделению фона и аномалий полей и т.п. В почвоведении, биогеографии, ланд¬
шафтоведении основными способами изображения являются качественный фон и
ареалы - отсюда и появление таких морфометрических показателей, как индекс раз¬
дробленности, контрастность, однородность, сложность ареалов и полное отсутствие
таких характеристик как, например, градиенты или уклоны (что, между прочим, было
бы очень целесообразно). А на социально-экономических картах господствуют пункты
и сети, и это вызвало к жизни такие морфометрические показатели, как плотность
пунктов и сетей, меры взаимной близости (удаленности), доступности, характеристики
радиуса влияния, показатели топологии сетей и т.п.
23

Можно даже сказать, что способы изображения (язык карты) во многом определяют
направление развития количественных методов в той или иной отрасли географии, и
даже более того - знаковая система в значительной мере влияет на само формиро¬
вание этих отраслей. Чтобы наглядно убедиться в этом, достаточно сопоставить мор¬
фометрию рельефа и ландшафтометрию (см. работы В.А. Николаева [5], А.С. Вик¬
торова [6] и др.).
Интересно, что смена знаковой системы способна определенным образом изменить и
направление исследований. Скажем переход к изолинейным (а точнее, к псевдо-
изолинейным) полям плотности социально-экономических объектов породил представ¬
ления о "промышленном рельефе", о "потенциале поля расселения" и др. - это стало
основой для постановки новых исследовательских задач и поиска новых решений. С
другой стороны, при анализе собственно геоморфологических карт, составленных спо¬
собом качественного фона, стали широко использовать методы изучения соседства,
контрастности, изотропности (анизотропности), первоначально разработанные в ланд-
шафтометрии.
Все это еще раз свидетельствует о важности общей теории морфометрического
анализа. И монография Ю.Г. Симонова позволяет увидеть в нем не просто некий
комплекс технических приемов, набор коэффициентов или "сумму технологий", но осо¬
бую отрасль научного знания.
Морфометрия и картометрия
Соотношение картометрии и морфометрии - вопрос, оказавшийся довольно запу¬
танным в методологическом плане. Одни авторы - чаще всего, картографы - целиком
включают морфометрию в картометрию. Так поступил, например, классик отечест¬
венной картометрии Н.М. Волков [2], чем изначально запутал дело. Другие, обычно
геоморфологи, думают прямо противоположным образом, относя к морфометрическим
показателям все картометрические величины. Примером могут служить работы такого
видного морфометриста, как В.П. Философов [7] и многих его последователей. Они
полагают, что получение любых количественных показателей, характеризующих
рельеф, любой анализ топографических карт - это несомненно морфометрия. Третьи,
как правило, геофизики и математики - вообще не делают особого различия между
морфометрией, картометрией и сопутствующей им математико-статистической обра¬
боткой данных, снимаемых с карт, считая что все это примерно одно и то же - не в
терминах дело.
Ю.Г. Симонов считает картометрию и морфометрию лишь разными проявлениями
"геометризации рельефа", ориентированной на "установление количественных связей
между размерами изучаемых фигур и тел - их длиной, площадью их поверхности и
объемом" [1, с. 54]. Это вполне справедливо. Но в другом месте он пишет: "Если бы
морфометрия количественно изучала форму лишь, как характеристику внешнего
облика рельефа, то она остановилась бы на таких морфометрических показателях, как
извилистость линий, характер их кривизны, форма объектов в плане, их сходство с
правильными геометрическими фигурами, телами и т.п. Тогда в морфометрических
работах не оказалось бы места для исследования таких количественных характе¬
ристик, как высота, длина, площадь, объем, угол наклона - они ведь описывают не
столько форму, как таковую, сколько ее признаки" [1, с. 32]. Здесь есть некоторая
путаница. Дело в том, что высоты, площади, длины и объемы, конечно же исполь¬
зуются в "морфометрических работах", но они не становятся от этого "морфомет¬
рическими показателями".
Впрочем, Ю.Г. Симонов хорошо это понимает. В четвертой главе монографии
сказано несколько иначе: "В нашем анализе встречаются два вида мер: 1) обще¬
принятые (количество единиц, длина, ширина, площадь, объем и угол); 2) специальные
(меры подобия, близости и сходства, однородности, сложности, расчлененности и др.).
24

Первые из них обычно служат основанием для создания вторых. Первый вид мер мы
заимствуем из геометрии, второй — конструируем сами с помощью различного типа
сочетаний арифметических операций. Первый вид давно уже опробован картографией,
в которой даже выделилась особая область - картометрия" [1, с. 111-112]. По суще¬
ству, это верно, однако, деление на "общепринятые" и "специальные" меры, на "за¬
имствованные из геометрии" и "сконструированные самими" не проясняет сути их
. различий. Не вполне точно и то, что меры второго рода получают посредством "раз¬
личного типа сочетаний арифметических операций", хотя бы потому, что эти операции
бывают не только арифметическими, но также алгебраическими и тригонометри¬
ческими.
Попробуем разобраться. Картометрия - это измерение по картам геометрических
характеристик объемов, их координат, аппликат, длин, площадей и объемов, ориен¬
тации в пространстве, а морфометрия - определение показателей формы и структуры
объектов [8]. Это две различные, хотя и тесно связанные процедуры. Картометри¬
ческие определения дают возможность непосредственно получить по картам абсолют¬
ные величины (размеры) объектов. Их набор ограничен и это вовсе не показатели
форм. Морфометрия же позволяет на основе этих абсолютных величин рассчитать (не
измерить!! морфометрические характеристики: как правило, относительные показа¬
тели, всевозможные коэффициенты, градиенты, индексы - их разнообразие практиче¬
ски не ограничено.
Дело не в терминах, а в том, что картометрия и морфометрия выполняют разные
функции, в том числе, и в геоморфологическом анализе. Картометрия добывает исход¬
ные данные, первичный материал - отсюда особые требования к точности измере¬
ний. Морфометрия моделирует производные показатели - следовательно, возника¬
ет проблема надежности морфометрического (геоморфологического) моделирования в
его содержательном и формальном аспектах. Все картометрические погрешности
проецируются на морфометрические показатели, да еще усиливаются их эмпирич¬
ностью.
Особые функции выполняет и статистический анализ, характеризующий закономер¬
ности и факторы пространственного распределения геоморфологических объектов и
стохастические связи между ними. Статистической обработке могут быть подвергнуты
и картометрические и морфометрические данные, но полученные показатели все-таки
останутся статистическими. Еще есть один аспект - применение статистики для карто¬
метрических определений и морфометрических расчетов. Это делается для упрощения
трудоемких измерений и исчислений. Но при этом все равно получаются картомет¬
рические и морфометрические показатели. Морфометрические и статистические
показатели часто бывают похожи, но нельзя упускать из виду, что они характеризуют
разные аспекты геоморфологических объектов.
Подчеркнем еще раз значение картометрических величин - они лежат в основе
вычисления морфометрических показателей, статистических характеристик, аппрокси¬
маций и всех других видов математико-картографического моделирования.
Строго говоря, нельзя согласиться и с тем, что к морфометрии отнесена такая про¬
цедура, как совмещение карт на общей основе - это особый прием картографического
анализа, известный еще со времен А. А. Тил л о и Д.Н. Анучина и получивший в совре¬
менных геоинформационных технологиях название "оверлей". Он бывает весьма эф¬
фективен для геоморфологического анализа, и Ю.Г. Симонов тонко, можно сказать,
виртуозно на простых примерах показал, как можно получить "геоморфологически
значимые результаты" посредством изучения одной топографической карты или
сопоставления нескольких карт [1, раздел 4.7]. Это, конечно, не совсем морфометрия,
но оставим частности. Важен другой вывод: для получения надежных результатов
необходимо знать существо анализируемых явлений, их генетические и динамические
связи, научиться отчетливо видеть закономерности и аномалии - словом, нужно хо¬
рошо понимать геоморфологию, в противном случае, не помогут никакая картометрия,
морфометрия и математическая статистика.
25

Морфометрические карты
Последняя глава книги Ю.Г. Симонова посвящена морфометрическим картам, их
видам, способам построения и преобразования, месту в геоморфологических исследо¬
ваниях. Дан критический (и весьма!) анализ традиционных карт густоты и глубины
расчленения и используемых при этом показателей. Но, главное, дана весьма суровая
принципиальная критика изолинейного способа отображения расчетных морфометри¬
ческих показателей.
Недостатки изолинейного способа сводятся вкратце к следующему: 1) по существу
в большинстве случаев речь идет не об изолинейных, а о псевдоизолинейных картах,
отражающих некоторые статистические поверхности, которые не обязательно обла¬
дают плавностью и непрерывностью; 2) при расчетах морфометрических показателей
обычно используют скользящие операторы (кружки, квадраты и т.п.), выбор пара¬
метров которых отличается значительной неопределенностью; 3) изолинии неточно
отражают пространственную структуру явлений, поскольку в общем случае не извест¬
но соотношение между этим явлением и достаточным объемом выполненных измере¬
ний, в результате чего возникает эффект "перепутывания частот" или элиасинг;
4) изолинейные морфометрические карты могут отражать ложные, не существующие
в природе аномалии.
"При выборе способа изображения изучаемого явления изолиниями, - пишет
Ю.Г. Симонов, - действует несомненно, сила привычки, теоретически довольно слабо
обоснованная. Именно поэтому в данном учебном пособии критике этого метода
отведено достаточно много места" [1, с. 232]. Надо признать, что в этом есть
значительная доля истины. В самом деле, исследователи не всегда отдают себе отчет
в том, что пользуются не изолиниями, а псевдоизолиниями, и что искусственные
географические поля по многим параметрам и свойствам отличаются от реальных
физических (геофизических) полей. Почти 20 лет тому назад автор этих строк писал,
имея в виду изолинейное картографирование расчетных морфометрических показате¬
лей: "для того, чтобы этот аппарат вошел в картографическую практику, необходимо
теоретически обосновать правомерность приложения концепции поля для отображения
географических объектов, поскольку имеется существенная разница между естествен¬
ными физическими полями и их географическими аналогами" [9, с. 15].
Есть много справедливого и в том, что свойства изолинейных карт сильно зависят
от объема и частоты фактических наблюдений, от размеров и шага операторов преоб¬
разований, и все это вносит искажения (порой довольно существенные) и ведет к
возникновению ложных аномалий. Все так. Но почему же тогда географы, карто¬
графы, геологи и геофизики со времен Э. Галлея и А. Гумбольдта, впервые при¬
менивших изолинии на тематических картах, и по сей день так "держатся за изо¬
линии"? Почему даже экономико-географы, демографы и социологи потянулись теперь
к этому способу изображения? Неужели им всем не ясны отмеченные выше (и еще
многие иные) недостатки?
Несомненная привлекательность изолинейных карт состоит в том, что это очень
удобная графо-математическая абстракция географических распределений, способ
отвлечения от малосущественных свойств картографируемого объекта и выявления
главных черт на данном уровне познания. Изолинии - это всегда абстракции: одни
проведены в результате значительной генерализации (например, изогипсы на гипсо¬
метрических и даже горизонтали на топографических картах), другие - отражают
несуществующие в реальности вещи (средние годовые изотермы), третьи - визуализи¬
руют никогда не виденные человеком объекты (поверхность Мохоровичича), чет¬
вертые - передают явления, не воспринимаемые органами чувств (изолинии магнит¬
ного склонения), пятые - вообще повисают в воздухе (тектоморфоизогипсы), шес¬
тые - отражают научные гипотезы (изолинии скоростей новейших движений) и т.д.
и т.п.
Исследователи привыкли к абстракциям - это мощный инструмент познания. Сами
карты - абстракции высокого уровня, содержащие, между прочим, немало недостат¬
26

ков: искажения в проекциях, неточности локализации, погрешности генерализации,
условность знаков, субъективность шкал и др.
Изолинии обладают высокой метричностью (можно проводить все виды карто¬
метрических определений), наглядностью, обзорностью и непрерывностью. Они чрез¬
вычайно удобны для всевозможных преобразований: пересчетов, корреляций, аппрок¬
симирования, декомпозиций и многого другого. Но за удобства приходится "платить”.
Впрочем, картографы стараются сделать "плату" минимальной, оптимизировать
число точек наблюдения, указывать (увы, не часто) доверительные интервалы изо-
линейного изображения, проводить интерполяции не формально, а сообразуясь с реаль¬
ными закономерностями распределения явления (это стараются делать всегда),
избавиться от автокорреляции, устранить краевые эффекты, осмысленно выбирать
параметры сглаживания и осреднения и т.п. Не всякий раз, конечно, это удается,
бывают плохие карты, да и сами специалисты нередко не представляют себе эти
недостатки и ограничения. Но это не компрометирует сам способ изолиний. Повто¬
рим - это мощное средство научного анализа. И не случайно, что все столь распро¬
страненные нынче цифровые картографические модели визуализируются почти исклю¬
чительно с помощью систем изолиний - лучшего пока не придумали.
Ю.Г. Симонов считает, что есть более простой способ: "при обработке морфометри¬
ческих данных, - пишет он, - наиболее объективной формой их представления явля¬
ются картограммы" [1, с. 232] и выделяет два типа: картограммы, построенные по
регулярным сеткам и по естественным контурам (в картографии эти последние
называют картами количественного фона).
С этим можно поспорить. Картограммы отличаются гораздо более сильным форма¬
лизмом, чем изолинейные карты, они менее наглядны, создают искусственные рубежи,
показывают резкие перепады значений там, где их нет и т.п., а уж сами размеры
квадратов, как правило, невозможно обосновать ничем. Трудно дать обоснование и
избранным ступеням (шкалам) картограммы. Но главное неудобство состоит в том,
что сеть квадратов (или других ячеек) расположена совершенно случайно относи¬
тельно рельефа, "режет его по живому", ее никак нельзя увязать и согласовать с
орографией или речной сетью (изолинии в этом смысле много удобнее). А при изме¬
нении положения сетки на исходной карте всякий раз будет получаться совершенно
иная картограмма - и это неудобство почище "перепутывания частот".
И кстати, если обратиться к рис. 28 [1, с. 224], который послужил Ю.Г. Симонову
для доказательства эффекта элиасинга* то картограммы, как и изолинии отразят
совершенно разные картины при 3, 8 и 17 точках опробования. Неопределенность
сохранится, только будет еще "размазана" по площади квадрата. Разве это лучше?
Количественный фон - более точный способ, но в этом случае нужно хорошо
обосновать районирование территории - это отдельная и весьма непростая проблема.
Карты количественного фона весьма удобны, например, для характеристики бассейнов
в целом.
Итак, нельзя согласиться с негативным отношением Ю.Г. Симонова к изолинейным
картам и переоценкой картограмм. Но нельзя и не признать, что многие недостатки
указаны им верно. Нужно иметь это в виду и продолжать исследования по максималь¬
ной объективизации способа изолиний.
Морфометрия в ряду метрических дисциплин
Для анализа рельефа теперь используют не только карты, но и аэрокосмические
снимки. Стереомодели - стали одним из основных источников создания цифровых
моделей рельефа, по ним выполняются многие морфометрические расчеты. Вычис¬
ление показателей карт углов наклона, экспозиций и др. и составление соответ¬
ствующих морфометрических карт по цифровым моделям стало теперь делом техники
в лучшем смысле этого слова. Фотограмметрия и стереофотограмметрия взяли на себя
многие из тех функций, которые прежде принадлежали картометрии и морфометрии.
27

Если иметь в виду применение аэро- и космических снимков, то нельзя упускать и
возможности измерения яркостных характеристик рельефа - этим занимаются фото¬
метрия и стереофотометрия.
Все увереннее входят в практику трехмерные картографические модели, они
позволяют увидеть рельеф в разных ракурсах и отчетливо представить его связи с
геологическими структурами. На очередь дня встает разработка методов стереомор¬
фометрии. А появление динамических изображений, картографических анимаций дает
новый сильный импульс динамической картометрии и морфометрии, развитие которых
имеет уже более чем двадцатилетнюю историю [10]. В будущем возможно применение
голографических изображений рельефа - такие эксперименты уже известны. Тогда
можно будет воспользоваться довольно хорошо разработанным аппаратом голо-
грамметрии.
Таким образом, в не слишком отдаленной перспективе морфометрия и картометрия
окажутся окружены рядом родственных метрических дисциплин. Станет возможным
взаимопроникновение и взаимное обогащение методик. Очевидно, опорой для всей сис¬
темы метрических дисциплин будет именно морфометрия, как раздел, наиболее про¬
двинутый в теоретико-методологическом плане. И тогда будущие исследователи
смогут заново оценить высокий теоретический потенциал книги Ю.Г. Симонова.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Симонов Ю.Г. Морфометрический анализ рельефа. Москва-Смоленск: Изд-во СГУ, 1998. 272 с.
2.	Волков Н.М. Принципы и методы картометрии. М.-Л.: Изд-во АН СССР, 1950. 240 с.
3.	Спиридонов А.И. Геоморфологическое картографирование. М.: Изд-во МГУ, 1975. 183 с.
4.	Девдариани Л.С. Математический анализ в геоморфологии. М.: Недра, 1967. 156 с.
5.	Николаев В Л. Проблемы регионального ландшафтоведения. М.: Изд-во МГУ, 1979. 156 с.
6.	Викторов Л.С. Рисунок ландшафта. М.: Мысль, 1986. 179 с.
7.	Философов В.П. Основы морфометрического метода поисков тектонических структур. Саратов: Изд-во
СГУ, 1975. 232 с.
8.	Берлянт А.М. Картографический метод исследования. 2-е изд. М.: Изд-во МГУ, 1988. 196 с.
9.	Берлянт А.М., Лукьянова Т.С. Картографирование полей - геофизический подход в географических
исследованиях // Карты полей динамики и взаимосвязей явлений. Иркутск: Вост.-Сиб. кн. изд-во, 1980.
С. 15-27.
10.	Кудрицкий Д.М., Жолондзь В.А. Динамическая картометрия // Тр. IV Всес. гидрол. съезда. Л.: 1976,
№ 10. С. 135-142.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	20.05.98
THEORY OF MORPHOMETRY: NEW PHASE
A.M. BERLYANT
Summary
Morphometry is rising today a new higher level due to theoretical understanding its subject and method. The theory
is based on considering the landforms as its object, as well as their distinction, boundary's character, types of points,
lines and surfaces which make up structural invariants, the manifestation of the latter in the land surface. In the
development of morphometry the cartographic sign systems play the large role, as well as morphometrical mapping
techniques of which isolineal pictures are the most convenient In prospect morphometry and cartometry will become
the nucleus of many interconnected metric disciplines such as photogrammetry, photometry, dynamic cartometry,
hologrammetry etc. The "Morphometrical analysis of landforms" by Yu. Simonov is analyzed in connection with these
problems.
28

УДК 551.4.03:528.067.4
© 1999 г. Ю.Г. СИМОНОВ
К ПРОБЛЕМЕ СОСТАВЛЕНИЯ И ИСПОЛЬЗОВАНИЯ ИЗ О ЛИНЕЙНЫХ
КАРТ В МОРФОМЕТРИИ РЕЛЬЕФА
В этом номере публикуется интересная статья А.М. Берлянта о современном со¬
стоянии морфометрии и особенностях становления ее теории, наполненная размыш¬
лениями. Как пишрт об этом сам Александр Михайлович, одним из поводов для
размышлений послужил выход в свет моей книгк "Морфометрический анализ
рельефа", хотя по существу в этой его статье содержится материал, далеко выхо¬
дящий за рамки указанной книги. Начиная статью, А.М. своеобразно определяет ее
жанр: "не рецензия и даже не дискуссия, а скорее размышление на тему о становлении
теории морфометрии". Но любой читатель не сможет не заметить, что в ней содер¬
жатся не только размышления, но элементы рецензии, конечно же, определенная
форма дискуссии.
Для меня важны и высокая оценка моей книги, и все, что оказалось, так или иначе,
с нею связанным. Мнения А.М. по проблемам теории и практики морфометрии всегда
интересны, так как в его творчестве решения части этих проблем занимали, а воз¬
можно - и занимают, определенное место. Тем более, что по существу проблем
морфометрии рельефа и, в особенности проблем ее теории и методологии, другими
авторами опубликовано не очень много. И среди опубликованного работы самого
А.М., безусловно, заметны. Поэтому так важны и его оценки, и его сомнения.
Поскольку в статье содержатся не просто критические замечания, а А.М. выделяет
в ней то, о чем он хотел бы со мной "поспорить", то я принял статью как приглашение
к дискуссии. Среди спорных вопросов А.М. подчеркивает дискуссионность моих сужде¬
ний о достоинствах и недостатках изолинейных карт, которые получают все большее
распространение в морфометрии рельефа. Да и не только в ней. Он совершенно
справедливо пишет, что в картографии взгляд на сущность изолинейных карт сло¬
жился, что существует определенная традиция и выделены области, в которых
изолинейные карты составляют и давно, и часто. Обращает на себя внимание и то,
что, по мнению А.М., именно их создание и использование дают положительные
результаты. Он пишет, что картографам известны и недостатки этого способа
изображений явлений. Вероятно, потому, что они хорошо известны, он их не называет
в данной статье, а детально перечисляет лишь их достоинства. И делает это в до¬
статочной степени изящно. В моей же книге наоборот, - я более подробно-анализирую
их недостатки, поскольку думаю, что многие составители изолинейных морфометри¬
ческих карт даже не догадываются о существовании недостатков у карт этого типа.
В книге, имеющей статус учебного пособия, я пытаюсь обосновать свое осторожное,
а местами и отрицательное отношение к этому способу изображения количественных
свойств рельефа. Для того чтобы такой подход читателю показался обоснованным,
в пособии приведены результаты специально выполненных исследований. В той части
статьи, которая предложена А.М. выше, моя позиция по понятным причинам (статья
ведь не книга) полностью не охарактеризована. Поэтому, чтобы сущность расхожде¬
ния во мнениях по этому вопросу стала понятной, мне необходимо кратко изложить
свою точку зрения:
1.	Мое настороженное отношение к изолинейным картам в морфометрии рельефа
распространяется лишь на те их варианты, где изображаются не реальные физические
поверхности, а те, которые в картографии принято называть "географическими по¬
лями". А.М. пишет, что между изображением реальных полей (например, полей абсо¬
лютных высот рельефа) и "полей" других типов большой разницы нет, так как и в
том, и в другом случае картографируемое явление на изолинейных картах отражается
с некоторой неизбежной ошибкой. Я же в книге указываю на разницу между этими
29

типами карт. И она такова, что в первом случае - на гипсометрических и топогра¬
фических картах средних и мелких масштабов - опускаются детали рельефа, которые
не могут быть изображены при данном масштабе карты (к тому же для каждого
масштаба топографических карт задано строго определенное сечение рельефа).
Исследователь об этом уведомлен еще на школьной скамье, и, используя выбранную
им карту, точно знает предел возможных для нее ошибок. Но, главное, он знает, что
максимум и минимум высот рельефа на карте изображены там, где они находятся в
действительности.
Совсем иная ситуация складывается тогда, когда на карте показывается "поле
географических явлений". Если быть точным, на таких картах показывается не
"поле", а "рельеф" некоторой статистической поверхности. Известно, что любой ста¬
тистический анализ принимается, если определена истинность полученных резуль¬
татов. На картах же этого типа никаких мер достоверности пока не вводится.
Составитель такой карты заранее не знает, как должны быть расположены точки
наблюдения. Не знает он, и какое сечение ему следует выбрать, чтобы изображение
природного явления соответствовало действительности. Подчеркнем, что если этого
не знает составитель, то тем более об этом никак не уведомлен потенциальный их
потребитель.
Именно эти особенности изолинейных карт вызывают у меня сомнения в целесо¬
образности их использования для составления ряда морфометрических карт. На такой
карте при недостаточной плотности точек, в которых явление или объект количе¬
ственно определены, могут возникать искажения, не зависящие ни от масштаба
карты, ни от сечения изолиний. Реальные максимумы и минимумы явления, выявлен¬
ные в ходе измерений с малой плотностью точек наблюдения могут быть пропущены и
поэтому оказаться на других местах по сравнению с действительностью. Принятые
статистические критерии достаточности количества наблюдений в этом случае не
работают, так как они не определяют достаточность плотности точек наблюдения.
Искажения действительности, которые при этом возникают, обнаружены были при¬
мерно 25 лет назад американскими геофизиками. Этот эффект назван "элиасингом" -
эффектом перепутывания частот. И на русском языке по этому вопросу есть публи¬
кации, например [1]. Но почему-то на эти публикации практически нет реакции
картографов.
Меня беспокоит, что тот, кто будет использовать изолинейные карты просто не
сможет оценить их достоверность. Точки наблюдения на таких картах не показаны,
и проверить насколько корректно сделана такая карта, не удается. А без этого сама
изолинейная карта становится просто "любопытной картинкой", а не средством позна¬
ния действительности. Я ищу и предлагаю выход из создавшейся ситуации (правда,
только в рамках морфометрии рельефа). И именно поэтому в моей книге написано,
что, если уж кто-либо решил составлять изолинейную карту, то ее пользователь
должен иметь представление о том, как она составлялась. Может быть, следует
сказать даже четче, что в приложении к такой карте наряду с легендой или условными
обозначениями обязательно должна быть приведена служебная информация о том, -
проверил ли автор и насколько уверен в том, что на построенной карте элиасинга им
не обнаружено. Это необходимо потому, что, если такой эффект есть, то изобра¬
женные изолиниями пространственные структуры явления могут оказаться вымыш¬
ленными и не иметь ничего общего с теми пространственными структурами, которые
существуют на этой территории в действительности. И это, на мой взгляд, достаточно
серьезный аргумент "против" сложившейся системы построения изолинейных карт в
той манере, в какой они составляются в настоящее время.
2.	В книге ставится также вопрос о том, насколько вообще целесообразно в кон¬
тинуальной манере изображать структуру пространственного расположения дискрет¬
ных объектов. Ведь в природе не может существовать ни половинки оврага, ни его
десятой части. Поэтому и их число может изменяться только дискретно. Даже если
определяется их плотность, то и в этом случае дробность чисел обнаруживается лишь
30

тогда, когда она образуется с помощью арифметических действий. Арифметически
доказывается и возможность непрерывного убывания плотности.
В учебном пособии приведены аргументы в пользу того, что распределение в про¬
странстве дискретных явлений лучше показывать не изолиниями, а способом карто¬
грамм. Кратко он заключается в следующем. На картограммах, строящихся по регу¬
лярным сеткам или по естественным контурам, точно показаны границы территорий,
в пределах которых проведены те или иные измерения. И пользователь эти границы
видит. То, что они резкие, рубленые, не является, на мой взгляд, их отрицательным
качеством. Границы должны быть такими, какими они установлены в ходе иссле¬
дования (измерения), И они должны находиться в тех местах, в которых они были
обнаружены, их положение должно соответствовать результатам измерений.
Я совершенно уверен в том, что если на картограммах результаты измерений
’’образуют ступени", их не следует сглаживать, не следует аппроксимировать их
статистическими поверхностями, чтобы затем ту же картину изобразить изолинейно.
Новой информации в результате проведения изолиний не образуется. А вот соблазн
рассматривать дискретное явление как континуальное (к тому же неизвестно как
искаженное по отношению к действительности из-за элиасинга) исследователя под¬
стерегает. Кстати замечу, что А.М. пишет, что картограммы в этом смысле не лучше
изолиний, а эффект элиасинга в них якобы сохраняется. Вероятно, здесь просто какое-
то недоразумение. На картограммах эффект элиасинга возникнуть не может в
принципе, так как при их составлении не используется процедура интерполяции.
В учебном пособии приведен еще целый ряд аргументов против правомерности
замены картограмм изображением "натянутой на их остов поверхности". Этого не
следует делать прежде всего потому, что любое математическое преобразование
численных характеристик дает не только ожидаемый эффект, но иногда и другой,
который автору, а тем более пользователю, чаще всего остается неизвестным.
В изображении явлений методом картограмм имеются свои проблемы. В частности,
известно, что если изменять положение сеток, по которым строятся картограммы,
сдвигать или поворачивать их, то само изображение будет меняться. Со сдвигами и
поворотами сеток могут возникать некоторые (обычно незначительные) изменения в
пространственном положении максимумов и минимумов изучаемого явления. Но при
этом всегда будет оставаться постоянным соответствие полученных при измерениях
данных с их точным отображением на картограмме. Картина пространственной
структуры всегда будет строго соответствовать характеру проведенных измерений.
Правда, следует обратить особое внимание и на то, что рисунок пространственной
структуры изменится существенно и каждый раз, когда будут меняться размеры
квадратных сеток. В книге обсуждению этой проблемы отведено достаточно много
места. И специально анализируется вопрос, как и почему изменяется картина прост¬
ранственной структуры явления при изменении размеров квадратных сеток. Для
изучения этого явления: 1) введено понятие "наиболее информативный квадрат",
2)	предложен способ выявления его размеров, 3) показано, что в определенных
условиях на одной и той же территории, которая изучается с помощью карты одного и
того же масштаба может существовать несколько информативных квадратов различ¬
ных размеров. Это возникает тогда, когда накладываются в природе друг на друга
несколько разномасштабных пространственных структур одного и того же явления
(например, на общие сводовые понятия накладываются дифференцированные движе¬
ния отдельных блоков). Для такого случая в книге рекомендуется составлять не одну
морфометрическую карту, а их серию.
3.	Наконец, у меня есть еще одно основание для сомнений в рациональности
исследовательской практики составления изолинейных карт в морфометрии рельефа.
Известно, что картографы уже достаточно давно стремятся различать "истинные
изолинии", изображающие действительно существующие физические поля (в частно¬
сти, поле высот твердой земной поверхности) от тех, с помощью которых изобра¬
жаются "поля географических явлений" иной природы. В одно время их различие
31

стремились выразить даже в названиях карт. В частности, для последних предлагалось
название "псевдоизолиний" [2]. В этом случае вместо "карт изотерм" нужно было бы
писать "карты псевдоизотерм". Но на практике сложилось все иначе, и до сих пор
работает сила привычки. Вместо карт "псевдоизотерм" мы имеем карты, где при¬
ставка "псевдо", отражающая их сущность, просто исчезла. Мы же привыкли к
определенному названию карт и используем его, не задумываясь. Это было бы не так
страшно, если бы не появлялись новые карты, в которых приставка "псевдо" просто
отсутствует - например "карты изокоррелят". Они новые, но и к выбору их названия
предлагается такой подход, в котором "неудобная приставка" отсутствует. Ведь если
дать им их настоящее название, то возникнет двусмысленность. Любой пользователь,
рассматривая карту "псевдоизокоррелят" (если она так будет названа), рано или
поздно должен задуматься о том, что же показывает такая карта. Когда, например,
я рассматриваю карты такого содержания, то даже если на них приставка "псевдо"
опущена, то мне невольно хочется задать вопрос, что же на них "нереально" -
"изолинии" или "корреляция".
В заключение несколько слов о характере контраргументов, приведенных Алек¬
сандром Михайловичем. Они, безусловно, заслуживают внимания, как аргументы в
споре. Обратите внимание на то, что он пишет в "пользу" изолинейных карт. В статье
он приводит четыре основных аргумента:
1)	Изолинейные тематические карты строятся со времен Э. Галлея и А. Гумбольд¬
та. Их используют даже экономико-географы, демографы и социологи. Я не понял
оснований данного аргумента, разве, если их используют экономико-географы, да еще
нигде не пишут о том, знают ли они, что существует эффект элиасинга, то этого
должно быть достаточно для построения изолинейных морфометрических карт в гео¬
морфологии? Мне кажется, что опыт одного ученого далеко не всегда может снимать
сомнения другого, работающего в иной области знаний. Неужели им не были ясны
отмеченные выше (и многие иные) недостатки?
2)	Изолинейные (а надо бы сказать псевдоизолинейные - Ю.С.) карты - удобная
графо-математическая абстракция географических распределений для выявления
главных черт на данном уровне познания: одни изолинии проводят в результате
генерализации явлений (изогипсы и горизонтали); другие - отражают несуществующие
абстракции (среднегодовые изотермы); третьи - визуализируют никогда не виденные
человеком объекты (поверхность Мохоровичича); четвертые - передают явления, не
воспринимаемые органами чувств (изолинии магнитного склонения); пятые - вообще
повисают в воздухе (тектоморфоизогипсы); шестые - отражают научные гипотезы
(изолинии скоростей новейших движений) и т.д.
3)	Изолинии обладают высокой метричностью, наглядностью, обзорностью и непре¬
рывностью.
4)	Они чрезвычайно удобны для всевозможных преобразований: пересчетов, корре¬
ляций, аппроксимирования, декомпозиций и многого другого. Но за удобства надо
платить. (Платить-то чем? - Ю.С.).
Таковы аргументы, которые он приводит в статье. Не знаю, как воспримет их
непредубежденный читатель, а меня они не убедили. И сомнения в правомерности их
использования в морфометрии рельефа остаются. Если они содержат неопреде¬
ленность, возможность ошибки и некоторую двусмысленность, то кто бы и сколько
лет их не составлял в других науках, это моих сомнений не снимает. Также как не
снимает этих сомнений и такое их "достоинство", как естественность (по правде
говоря, я не понимаю, почему изолинии поверхности, которую мы не видим, а кон¬
струируем или восстанавливаем, передают их естественность? - Ю.С.). Что касается
удобства, возможности различного рода их преобразований и т.п., то я думаю, что они
могли бы стать достоинствами только тех изолинейных карт, которые максимально
соответствуют результатам измерений.
В дискуссионной части статьи А.М. есть еще две мысли, в морфометрии не
решенные. В частности, не определено соотношение между картометрией и морфо¬
32

метрией. Это действительно важный науковедческий вопрос. Я на него мог бы
ответить также некоторыми размышлениями. Поскольку морфометрия рельефа
занимает пограничное положение между картографией и геоморфологией, то на этот
вопрос единственного ответа существовать не может в принципе. Достаточно увидеть,
что в картографии последних лет все большее значение приобретают работы по
созданию и обоснованию картографического метода исследований, который она
предлагает широкому спектру наук о Земле. Заметим, что этот метод разрабаты¬
вается картографами не столько "для себя", сколько "для других" наук. В этом методе
картометрия занимает особое место, а "морфометрия", выполненная по картам,
является частью картометрии. Но в других науках, в частности, в геоморфологии,
"морфометрия" - это способ познания сущности собственного объекта. В этом случае
картометрия является частью морфометрии, так как количественные характери¬
стики рельефа можно получать не только по картам, но и другими способами.
Еще одно положение статьи А.М., подлежащее обсуждению - это его предложения
о разделении морфометрии на три раздела: картометрию, морфометрию и стати¬
стику. Я не убежден, что такое деление рационально, не говоря уже о чисто
стилистическом неудобстве совпадения названий делимого и одного из членов деления
(мне не очень понятно - насколько целесообразно в морфометрии выделять раздел -
"морфометрию", который дословно совпадает с ее общим названием, получается
"морфометрия в морфометрии" - Ю.С.). В своей книге я исхожу из другого способа
деления этого направления в изучении рельефа и выделяю в рамках морфометри¬
ческих исследований пять основных его этапов: 1) планирование и выбор направления
исследования; 2) оценку исходных материалов и выбор стратегии исследования;
3)	процедуры измерений; 4) предварительную, преимущественно статистическую обра¬
ботку полученных массивов чисел; 5) получение количественных геоморфологически
значимых характеристик рельефа. При этом я исхожу, что морфометрическое иссле¬
дование должно быть направлено на решение одной из фундаментальных или при¬
кладных задач геоморфологии. Как то: 1) описание рельефа; 2) объяснение его
происхождения и восстановление условий и факторов его развития; 3) прогнозирование
его развития; 4) управление функционированием геоморфологических систем; 5) созда¬
ние рельефа с заданными свойствами.
Я не уверен, что своими ответами исчерпал дискуссию.
Благодарю редколлегию журнала за предоставленную возможность для обмена
мнениями по интересующему меня вопросу.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Проблемы регионального географического прогноза / Под ред. Капицы А.П. и Симонова Ю.Г. М.:
Наука, 1982. С. 166-172.
2.	Салищев К.А. Картоведение. 2-е изд. доп. и перераб. М.: Изд-во МГУ, 1982. 408 с.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	11.08.98
TOWARDS THE PROBLEM OF COMPILING AND USE OF ISOLINEAL MAPS
IN LANDFORMS MORPHOMETRY
Yu.G. SIMONOV
Summary
In discussion of controversial paper by A.M. Berlyant presented in this issue, a question is made of the efficiency
of isolineal mapping in the landforms morphometry.
2 Геоморфология, № 2
33

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 2
апрель-июнь
1999
МЕТОДИКА НАУЧНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ
УДК 551.4.013:551:435.47
© 1999 г. Д.С. ЗЫКОВ
К МЕТОДИКЕ ДЕТАЛЬНЫХ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ РЕКОНСТРУКЦИЙ
НОВЕЙШЕГО ЭТАПА ПО ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИМ ПРИЗНАКАМ1
Введение. Постановка задачи. В исследовании тектонических движений новейшего
этапа ведущую роль играют геоморфологические методы. Для платформенных терри¬
торий, тектоническая активность которых традиционно считается относительно невы¬
сокой, установлены многочисленные проявления вертикальных движений земной коры,
включающие в основном блоковые движения по разрывам и сводовые деформации
больших радиусов [1-4 и др.]. Сведения о проявлении в ландшафтах и рельефе не-
отектонических движений, имеющих не только вертикальную, но и горизонтальную
компоненту деформации, встречаются значительно реже [5, 6]. Однако предпосылки
для выявления подобных движений существуют и, особенно в последнее время,
периодически освещаются в печати.
На территории Фенноскандии замеры в рудниках показывают наличие значитель¬
ных современных напряжений в горных массивах с преобладающей латеральной ком¬
понентой [7], а анализ очагов землетрясений указывает на сдвиговый характер дефор¬
маций на глубине [8]. По результатам геодезических измерений, сделанных на терри¬
тории Финляндии, составлена схема современных латеральных деформаций субстрата,
отражающая наличие поясов и областей современного сжатия и растяжения земной
коры [9].
В пределах Русской платформы, по данным бурения, установлены значительные
деформации платформенного чехла, которые часто могут быть увязаны с горизонталь¬
ными перемещениями по сдвигам и надвигам в фундаменте [5, 10]. Сделан вывод о
значительно большей, чем считалось ранее, роли горизонтальных движений в форми¬
ровании структуры платформ [11], а также о том, что тектонические движения, имею¬
щие вертикальную и горизонтальную компоненты, обычно связаны единым процессом
сложной деформации массивов пород и могут считаться объемными [12].
Опираясь на эти и многие другие данные, можно предположить возможность
широкого существования локальных тектонических движений не только с верти¬
кальной, но и с горизонтальной компонентой на новейшем этапе в пределах Восточно-
Европейской платформы, и поставить вопрос о поиске дополнительных признаков этих
движений в рельефе и ландшафте. Учитывая, что имеющиеся геоморфологические
методы ориентированы в основном на выделение вертикальной составляющей
неотектонических движений, необходимо прежде всего разработать соответствующие
новые методические приемы геоморфологических исследований.
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект 96-05-64412).
34

Объекты исследования. Деформации, связанные с эндогенными неотектоническими
процессами наиболее перспективно искать в местах наибольшей близости к поверх¬
ности кристаллического основания платформ или в тех местах плит, где проявления
подобной неотектонической активности не гасятся чехлом. В связи с этим в статье
рассмотрены три примера - два на территории Балтийского щита и один в пределах
Русской плиты.
Основные подходы к исследованию. Поставленную задачу, по мнению автора,
наиболее рационально решать следующим образом: 1 - обосновать неотектоническую
обусловленность конкретных форм рельефа; 2 - показать взаимосвязь их образования
с проявлениями новейших движений земной коры, имеющих горизонтальную ком¬
поненту.
Выделение основных форм рельефа на исследуемых территориях проводится на ос¬
нове анализа топографических карт разных масштабов с использованием качествен¬
ного орографического метода [13-15]. Затем крайне важным этапом является установ¬
ление происхождения выделенных форм рельефа. Необходимо определить и обос¬
новать вклад в рельефообразование (в условиях преимущественно денудационного
рельефа) различных факторов: созидающих - неотектонических, прочностных лито-
лого-структурных и разрушающих - экзогенно-денудационных. Для выделения нео-
тектоцической компоненты в рельефообразовании совместно рассматриваются резуль¬
таты орографического анализа, данные о литолого-структурных особенностях пород и
направленность денудационных процессов. Особенности территории, являющиеся гео¬
морфологическими аномалиями, могут рассматриваться как свидетельства локальных
неотектонических движений.
В четвертичное время территория Балтийского щита неоднократно подвергалась
оледенениям. Неудивительно, что с воздействием ледниковых покровов и сопутствую¬
щих оледенениям процессов связывают основные разрушающие экзогенные факторы,
проявлявшиеся в данном районе. Анализ космических и аэрофотоснимков показывает,
что среди всех структурных неоднородностей, имеющихся в коренных толщах (свя¬
занных в основном с трещинно-разрывной сетью и сланцеватостью)., наиболее от¬
препарированными являются те, которые совпадают с направлением движения
ледника. На местности широко распространены ледниковые борозды, бараньи лбы и
другие следы экзарации. Однако, степень разрушительных возможностей ледника яв¬
ляется дискуссионной. В литературе существует две основных точки зрения: одни
исследователи, опираясь на наблюдения за экзарационными формами рельефа, счи¬
тают экзарацию мощным фактором рельефообразования [16, 17], а другие, на ос¬
новании анализа результатов работы ледника и физико-математических расчетов,
выражают сомнение в возможности движущегося льда производить серьезную раз¬
рушительную работу [18, 19]. Наиболее взвешенной является точка зрения о
существовании ледниковой экзарации на Балтийском щите в ограниченном размере, в
основном в пределах толщи доледниковой коры выветривания [20]. Этот взгляд
основан на подсчетах приблизительного объема вынесенного ледником материала,
показывающих среднюю глубину денудационного среза на Балтийском щите 35-40
метров [21].
Литолого-структурные особенности пород являются важным фактором устойчи¬
вости горных масс к денудации. Акцент на методическое использование этих
параметров для обоснования новейшего происхождения возвышенностей на Балтий¬
ском щите сделан в целом ряде публикаций [22-24]. В основном используется анализ
соотношения литолого-прочностных свойств пород (как правило, слагающих интру¬
зивные массивы) и их гипсометрии в условиях одинакового воздействия денудационных
факторов. Сделаны важные выводы о невозможности объяснить высотное положение
основных форм рельефа отдельных территорий без привлечения локальных верти¬
кальных неотектонических движений.
Используя результаты работ предшественников и собственные наблюдения, автор
полагает, что без дополнительных факторов ледниковая экзарация была неспособна
2*
35

создавать крупные формы рельефа, но играла важную роль при моделировании
сравнительно небольших неровностей, и считает, что при учете литолого-структурных
особенностей рельефообразующих комплексов пород и характера экзарационных
процессов можно установить неотектоническую предопределенность конкретных форм
рельефа.
Принципы выявления новейших движений с горизонтальной компонентой. Формы
рельефа, в образовании которых предполагается неотектоническая компонента, име¬
ют определенное пространственное расположение, которое и следует анализировать в
совокупности с геологической структурой территории. Поскольку структурные и
геоморфологические признаки проявления тектонических движений, имеющих гори¬
зонтальную компоненту, хорошо изучены в тектонически относительно активных
районах [25-30], то, учитывая возможность деформаций подобного рода и на плат¬
формах, необходимо и возможно воспользоваться имеющимся методическим опытом.
Кратко основное положение, используемое для анализа, можно сформулировать сле¬
дующим образом: парагенетически взаимосвязанные горизонтальные и вертикальные
тектонические движения субстрата приводят к возникновению компенсирующих друг
друга областей сжатия-растяжения, возникновению соответствующих структурных
форм и, на новейшем этапе, морфоструктур. В вышеперечисленных и многих других
публикациях предложены модели подобных структурных и структурно-геоморфо¬
логических парагенетических рядов, которые частично будут рассмотрены далее, при
анализе конкретного материала.
Примеры новейших тектонических деформаций на Балтийском щите, имеющих го¬
ризонтальную компоненту. Детальные исследования, направленные на выявление
признаков подобных неотектонических движений, проведены автором в районах
Северной Карелии, в пределах которой были выделены и изучены отдельные
морфоструктурные парагенетические ряды. Исследуемые районы отличаются хорошо
расчлененным, преимущественно денудационным рельефом, абсолютные отметки ко¬
торого достигают более трехсот метров. Коренные породы практически повсеместно
обнажаются на поверхности или прикрыты маломощным чехлом делювиально-коллю¬
виальных отложений. Рыхлые флювиогляциальные или моренные отложения имеют
подчиненное значение. Понижения рельефа заняты озерными и болотными комплек¬
сами. Ледниковая экзарация, судя по многочисленным бараньим лбам, проявлялась
широко. Борозды выпахивания показывают, что массы льда двигались субширотно, в
сторону Кандалакшского залива Белого моря.
Геологическое строение территории хорошо изучено [31]. Наиболее важной струк¬
турой земной коры региона является Северо-Карельская зона концентрированных
деформаций, разделяющая крупные мегаблоки земной коры - Беломорский и Карельс¬
кий, в основе строения которых находятся гранитогнейсы архея. Она сложена
метаморфизованными вулканогенно-осадочными толщами нижнепротерозойского
возраста. Зона имеет общее субширотное простирание, длину (в пределах своей рос¬
сийской части) более ста и ширину от трех до десяти километров и в плане образует
прерывистое линзовидное тело из расположенных цепью отдельных синклинальных
структур, дуговидно выгнутое в северном направлении. Синклинали сильно сжатые,
асимметричные. Пласты пород в основном круто падают на юг и местами надвинуты к
северу. В самой северной части дуги Северо-Карельской зоны расположена Кукасо-
зерская синклиналь, в северном обрамлении которой картируются взбросо-надвиги,
имеющие, в целом, южное падение и в плане образующие своеобразный фронт, пов¬
торяющий дуговидную форму зоны (рис. 1). На восточном и западном окончаниях этой
синклинали протерозойские породы редуцируются и исчезают в шовно-разрывных
структурах, которые образуют своеобразные фланги дуги Северо-Карельской зоны.
Фланговые шовно-разрывные структуры имеют геологические признаки сдвигов: за¬
падная - левого, а восточная - правого. Результаты глубинных геофизических иссле¬
дований показывают, что под Северо-Карельской зоной расположен раздел, марки¬
рующий границу мегаблоков земной коры, круто падающий в южном направлении
36

Рис. 1. Образование новейшей преднадвиговой депрессии перед фронтом надвигов Северо-Карельской
складчатой зоны:
а - схематический геоморфологический профиль по линии А-А', б - предполагаемая модель образования
преднадвиговой депрессии
I	- водные поверхности, 2 - генерализованные контуры основных депрессий, 3 - складчатые толщи
протерозойского возраста, 4 - область распространения преимущественно гранитогнейсовых пород
архейского возраста, 5 - складчатые структуры в протерозойских толщах, 6 - крупные разрывы,
7 - надвиги, 8 - направление смещения по разрывам, 9 - общее направление движения масс пород,
/ - Кукасозерская синклиналь Северо-Карельской складчатой зоны с озером Кукас в ядре структуры,
II	- депрессия оз. Ковдозеро
[32]. Учитывая результаты геологического картографирования и геофизических
исследований, можно представить себе структуру массива пород, включающего толщи
Северо-Карельской зоны и вмещающих гранитогнейсовых комплексов, в виде выступа
или козырька Карельского мегаблока земной коры, надвинутого на Беломорский
мегаблок.
Примерно в тридцати километрах севернее Северо-Карельской зоны, в пределах
беломорид, располагается депрессия, заполненная водами озера Ковдозеро. Берега
озера изрезанные и неровные, однако в целом депрессия имеет вытянутую изогнутую
форму при значительных размерах (примерно пятьдесят на* пятнадцать километров) и
глубину, достигающую нескольких десятков метров. Геологические материалы пока¬
зывают относительную литологическую однородность подстилающих и выходящих по
берегам толщ, что не позволяет связать образование депрессии с избирательной
денудацией. Изогнутая форма озера в целом не отвечает направлению движения
ледника, сечет структуры гранитогнейсов, в пределах которых располагается, и с этой
точки зрения является геоморфологической аномалией. В то же время форма де¬
прессии оз. Ковдозеро генерализованно повторяет контуры надвигового фронта, огра¬
ничивающего Северо-Карельскую зону с севера. Получается, что озерная ванна "реа-
37

Рис. 2. Новейшее горизонтальное выжимание масс из межкупольного пространства при сближении
гранитогнейсовых куполов и развитие преднадвиговой синклинали в районе оз. Ханкусъярви:
а - схематический геоморфологический профиль по линии 1-Г, б - тектонический контакт прочных
гранитогнейсов и выветрелых гипербазитов
1 - генерализованные границы гранитогнейсовых куполов, устанавливаемые по геоморфологическим и
дистанционным наблюдениям, 2 - рельефообразующие надвиги, установленные по геологическим данным и
маркируемые ступенью в висячем крыле, 3 - депрессии рельефа, занятые озерными ваннами, 4 - на¬
правление движения ледника, 5 - архейские гранитогнейсы, 6 - нижнепротерозойские метаморфизованные
терригенно-вулканогенные породы, 7 - гипербазиты, 8 - надвиги на профилях, 9 - предполагаемое направ¬
ление перемещения масс пород, 10 - положение разреза "б' на основной схеме
гирует" на надвиг на расстоянии, опосредованно. Подобное явление наиболее правдо¬
подобно объясняется наличием неотектонических движений.
В районах высокой неотектонической активности широко известны факты обра¬
зования преднадвиговых депрессий в сравнительно жестких коренных породах. Подоб¬
ное имеет место, когда подъем геологического субстрата в едином парагенезисе
компенсируется прогибанием. Самыми простейшими являются случаи, когда проис¬
ходит совместное развитие наклонных антиклинальной и синклинальной складок [33].
Образуется срыв и козырьковое надвигание антиклинали на депрессию, маркирующую
развивающуюся синклиналь [34].
Глубинное геологическое строение позволяет реализоваться подобной модели раз¬
вития в районе Северо-Карельской складчатой области (рис. 1а,б). Образование про¬
гиба перед надвиговым фронтом в пределах щита является свидетельством продолжа¬
ющихся на новейшем этапе процессов надвигания в горных массах.
Дополнительные свидетельства в пользу реальности указанного признака новейшей
активизации надвигов были собраны в этом же районе в пределах сравнительно
небольшой Ханкусъярвской синклинальной структуры, осложняющей Кукасозерскую
синклиналь в ее северо-западной части. Ханкусъярвская синклиналь сложена вулка-
ногенно-терригенными породами нижнепротерозойского возраста, имеет размеры при¬
мерно три на семь километров и в плане представляет собой своеобразный треуголь¬
ный клин, вытянутый в субширотном направлении (рис. 2). В разрезе синклиналь асим¬
метрична, оба ее крыла падают в основном на юг (рис. 2а). Протерозойские толщи ок¬
ружены и подстилаются гранитогнейсами архейского возраста, которые, на основании
дешифрирования космоснимков, можно рассматривать как фрагменты гранитогней¬
совых куполов, между которыми и располагается синклиналь. В южной части струк¬
38

туры в обнажениях наблюдается взбросо-надвиг, по которому массы гранитогнейсов
надвинуты на опрокинутое крыло синклинали с юга на север. В западной, наиболее
широкой части синклинали картируется тело гипербазитов, которое надвинуто по
другому взбросо-надвигу в западном направлении на толщи гранитогнейсов.
Рельеф в целом преимущественно денудационный, характерный для всей Северной
Карелии. Главной особенностью является хорошее совпадение в плане контуров озера
Ханкусъярви и ядерной части одноименной синклинали. Гранитогнейсовые массивы
выражены как сравнительно крупные возвышенности, окружающие озеро. Глубина
расчленения рельефа достигает ста пятидесяти метров.
Особенный интерес представляет геоморфологическое выражение тектонического
взбросо-надвигового контакта ультраосновных пород и подстилающих гранитогнейсов,
расположенного на пологом восточном склоне возвышенности западнее озера Хан¬
кусъярви (рис. 26). Наиболее хорршо он представлен в своей северной части, где
маркируется оврагом субмеридионального простирания длиной около полукилометра и
средней глубиной порядка пяти-семи метров. Борта оврага обрывистые, западный
склон сложен гранитогнейсами, несущими над бровкой отчетливые следы активной
экзарационной обработки. Восточный сложен гипербазитами, представляющими собой
рыхлую кору выветривания, легко растираемую даже в пальцах, мощностью несколь¬
ко метров. Важно отметить, что гипербазиты местами образуют неширокие, вытяну¬
тые вдоль бровки небольшие возвышенности, на несколько метров превышающие
борт, сложенный прочными гранитогнейсами. Учитывая, что гранитогнейсы над
оврагом несут следы активной экзарации и что уступ с гипербазитами расположен
строго против направления движения ледника, приходится считать, что превышение в
рельефе рыхлых гипербазитов над более прочными гранитогнейсами обусловлено ак¬
тивизацией взбросо-надвига и новейшими движениями по нему, явившимися причиной
аномального соотношения в рельефе пород разной прочности.
Отмеченное явление указывает на новейшее выжимание относительно пластичных
ультраосновных пород из ядерной части синклинальной структуры на запад. Учитывая
основные закономерности сочетания рельефа и геологической структуры, этот процесс
можно рассмотреть как следствие новейшего сближения гранитогнейсовых куполов в
процессе общего движения Северо-Карельской зоны к северу. При этом происходит
поднятие купольных структур, надвигание их в северном направлении на межку¬
польную синклиналь, прогибание межкупольной синклинали перед надвигом и отжи¬
мание расположенного в ядре синклинали интрузива из области максимального сжатия
в сторону, в западном направлении. Подобные структуры "латерального выжимания"
описаны для тектонически относительно активных районов [30].
Пример новейших деформаций, имеющих горизонтальную компоненту, на Русской
плите. В пределах Русской плиты, примерно в трехстах километрах севернее Москвы
расположена Молого-Шекснинская впадина, большая часть которой покрыта водами
Рыбинского водохранилища (рис. 3). Окружающие территории представляют собой
слаборасчлененную аккумулятивную равнину с абсолютными отметками около ста пя¬
тидесяти метров. Депрессия вытянута в северо-западном направлении и имеет разме¬
ры примерно шестьдесят на сто с лишним километров. Ее северо-восточный и юго-
западные борта имеют отчетливые в плане, прямолинейные границы северо-западного
простирания, на местности выраженные протяженными пологими уступами рельефа,
которые на отдельных участках являются берегами Рыбинского водохранилища. Юго-
восточный берег водохранилища изрезанный, но достаточно четко выраженный, а
северо-западный - пологий и заболоченный. Превышение окружающей равнины над
днищем впадины составляет более пятидесяти-шестидесяти метров, но в сравнительно
близкой к побережью части не превышает двадцати метров. Депрессия окружена и
подстилается сложным комплексом четвертичных, в основном моренных, озерных и
аллювиальных отложений. Образование такой крупной впадины трудно объяснить
избирательным воздействием любых денудационных (включая экзарационные) процес¬
сов без привлечения неотектонических движений.
39

Рис. 3. Образование присдвиговой депрессии при новейшей активизации крупного сдвига
1 ~ зеркало Рыбинского водохранилища, 2 - тело Среднерусского авлакогена (по [35] с упрощениями),
3 - разрывные нарушения
Необходимые данные для понимания механизма возникновения впадины дает ана¬
лиз геологического строения подстилающих коренных толщ. Окружающие территории
разбурены вплоть до фундамента и покрывались геофизической съемкой. Установ¬
лено, что кристаллический фундамент залегает в этих местах на глубинах более двух
километров, основной его структурой является Среднерусский авлакоген, имеющий
северо-восточное простирание, ширину в несколько десятков километров и разбитый
на отдельные фрагменты серией разрывов, ориентированных на северо-запад [35, 36].
Выше субгоризонтально залегают карбонатные и терригенные палеозойские и мезо¬
зойские породы чехла. Наиболее важно, что хорошо выраженным границам Молого1
Шекснинской депрессии, имеющим северо-западное простирание, соответствуют раз¬
рывы такого же простирания в фундаменте платформы, причем юго-западному огра¬
ничению впадины соответствует разрыв (называемый Рыбинским) [36], смещающий
авлакоген горизонтально с амплитудой около сотни километров и установленный по
геологическим данным как правый сдвиг. Этот же разрыв прослеживается и в чехле
[35]. Впадина, таким образом, располагается как раз в месте максимального смещения
авлакогена и по своему положению может считаться приразрывной.
Известно, что сдвиговые деформации часто сопровождаются возникновением при-
сдвиговых зон растяжения, которые образуют депрессии и бассейны разных типов.
Подобное явление неоднократно описано для территорий с относительно высокой тек¬
тонической активностью [22, 27, 38]. Появление депрессии в районе крупного разры¬
вного нарушения фундамента Русской плиты скорее всего свидетельствует об акти¬
визации сдвиговых (видимо, правых) деформаций по данному разрыву на новейшем
этапе.
О методике детальных гео динамических реконструкций для новейшего времени.
Весь изложенный материал свидетельствует о том, что в исследуемых районах имеют
место новейшие тектонические движения, включающие не только вертикальную, но и
горизонтальную составляющие. Эти движения в условиях существования неотекто-
нических полей напряжений тесно связаны с активизацией и развитием имеющейся
геологической структуры во всем объеме горных масс, причем идет как унаследо¬
ванное развитие неоднородностей, так и структурные новообразования. Геоморфо¬
логические особенности территорий дают возможность установить характер и
направленность этих движений, Последовательность проводимого анализа, вкратце,
такова: 1 - изучение особенностей рельефа в целом, 2 - определение прочностных
свойств субстрата и характера денудационных процессов, 3 - выявление аномальных,
неотектонически обусловленных форм рельефа - морфостуруктур, 4 - сопоставление
40

рисунка морфоструктур (в плане), геологической структуры исследуемых территорий и
парагенетических моделей деформаций земной коры, разработанных для тектонически
относительно активных районов, 5 - выявление новообразованных и унаследованных
морфоструктурных парагенетических рядов, отвечающих деформациям горных масс,
включающим как вертикальную, так и горизонтальную составляющую. Составление
детальных геодинамических моделей развития территорий.
Данная схема исследования примерно соответствует предложенной Н.И. Николае¬
вым [15] схеме выделения эндогенно обусловленных особенностей земной поверхности
и значительно дополняет ее.
Заключение
Подведем итоги. 1. В фундаменте Восточно-Европейской платформы на новейшем
этапе происходили тектонические движения, включающие не только вертикальную,
но и горизонтальную компоненты. При этом происходила активизация и развитие
имеющейся геологической структуры во всем объеме горных масс.
2.	Неотектонические движения, имеющие как вертикальную, так и горизонтальную
компоненту, проявились на поверхности и устанавливаются по геоморфологическим
признакам. В основе методического подхода к их выявлению лежит сопоставление
рисунка (в плане) неотектонически обусловленных форм рельефа, геологической
структуры территории и парагенетических моделей деформаций, установленных в
областях относительно высокой тектонической активности.
3.	Признаком проявления подобных неотектонических движений является законо¬
мерное расположение тектонически обусловленных депрессий и водоразделов относи¬
тельно геологической структуры массива пород, отражающее происходящие процессы
деформации и появления морфоструктурных йарагенезов.
Выражаю большую благодарность А.А. Никонову за практическую помощь при
подготовке статьи и моральную поддержку.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Лилиенберг Д.А., Сетунская Л.Е., Благоволин Н.С. и др. Морфоструктурный анализ современных
вертикальных движений Европейской части СССР // Геоморфология. 1972. № 3. с. 3-17.
2.	Мещеряков Ю.А. Морфоструктура платформ как отображение новых и новейших движений земной коры
// Методы геоморфологических исследований. Новосибирск: Наука, 1967. Т. 1. С. 21-28.
3.	Лукашов АД. Новейшая тектоника Карелии. Л.: Наука, 1976. 109 с.
4.	Можаев Б.Н. Новейшая тектоника Северо-Запада Русской равнины. Л.: Недра, 1973. 231 с.
5.	Камалетдинов М.А., Степанов В.П., Жуков И.М. и др. Шарьяжно-надвиговая тектоника Волго-
Уральской области. М.: Наука, 1990. 149 с,
6.	Николаев В.И. Разломы и геодинамическая напряженность литосферы в Среднем Поволжье по данным
дешифрирования космических снимков // Изв. Вузов. Сер. Геология и разведка. 1994. № 3. С. 45-49.
7.	Марков Г А. О происхождении и закономерностях проявления напряжений горизонтального сжатия в
массивах горных пород в верхней части земной коры // Геотектоника. 1983. № 3. С. 32-41.
8.	Ассиновская Б.И. Механизмы очагов землетрясений северо-восточной части Балтийского щита // Изв.
АН СССР. Физ. Земли. 1986. № 1. С. 101-105.
9.	SaariA reviev of the seismotectonics of Finland. Report YJT - 92-29. Nuclear Waste Commission of Finnish
Power Companies. 1992. 79 p.
10.	Розанов Л.Н. Динамика формирования тектонических структур платформенных областей. Л.: Недра,
1981.140 с.
U. Леонов Ю.Г. Платформенная тектоника в свете представлений о тектонической расслоенности земной
коры // Геотектоника. 1991. № 6. С. 3-20.
12.	Леонов М.Г. Внутренняя подвижность фундамента и тектогенез активизированных платформ //
Геотектоника. 1993. № 5. С. 16-33.
13.	Применение геоморфологических методов в структурно-геоморфологических исследованиях, М.: Недра,
1970.296 с.
14.	Былинский ЕМ., Берлянт А.М., Кузнецов Ю.Я. и др. Методические указания по проведению
неотектонических исследований при поисках нефти и газа. М.: Нилзарубежгеология, 1968. 142 с.
41

15.	Николаев Н.И. Новейшая тектоника и геодинамика литосферы. М.: Недра, 1988. 491 с.
16.	Лаврова М.А. Четвертичная геология Кольского полуострова. М.-Л.: Изд. АН СССР, 1960. 233 с.
17.	Aario R. Lapin omaleimaiset moreenimuodostumat, Puljumoreeni ja Sevettimoreeni // Terra. (Finl). 1994. 106.
No 3. P. 258-266.
18.	Киселев И.И. Об экзарационной деятельности плейстоценовых ледников на Кольском полуострове //
Геоморфология. 1981. № 1. С. 73-83.
19.	Патерсон У.С. Физика ледников. М.: Наука, 1972. 311 с.
20.	Никонов АЛ. Коры выветривания Фенноскандии, их возраст и палеогеографическое значение // Бюлл.
МОИП. Отд. геол. 1968. Т. XLIII. С. 108-118.
21.	Николаев Н.И., Медянцев А.И. Интенсивность ледниковой денудации и материковые оледенения //
Вести. Моек, ун-та. Сер. 4. Геология. 1966. № 2. С. 43-47.
22.	Стрелков С Л. Морфоструктуры северо-восточной части Балтийского щита и основные закономерности
их формирования // Палеогеография и морфоструктуры Кольского полуострова. Л.: Наука, 1973.
С. 5-80.
23.	Геоморфология Карелии и Кольского полуострова/Легкова В.Г., Бонбренков В.Н., Щукин Л.А., и др.
Л.: Недра, 1977. 183 с.
24.	Макиевский С.И., Никонов АЛ. О рельефе, геологической структуре и их взаимоотношении в Западной
части Кольского полуострова // Четвертичные отложения и грунтовые воды Кольского полуострова. Л.:
Наука, 1964. С. 30-42.
25.	Буртман В.С., Лукьянов А.В., Пейве А.В., Руженцев С.В. Горизонтальные перемещения по разломам и
некоторые методы их изучения // Труды ГИН АН СССР, М.: Наука, 1963. Вып. 80. С. 5-33.
26.	Костенко Н.П. Развитие складчатых и разрывных деформаций в орогенном рельефе. М.: Недра, 1972.
320 с.
27.	Расцветаев Л.М. Парагенетический метод структурного анализа дизъюнктивных тектонических
нарушений // Проблемы структурной геологии и физики тектонических процессов. М.: Наука, 1987.
С. 173-232.
28.	Трифонов В.Г:, Макаров В.И., Скобелев С.Ф. Аэрокосмические методы изучения сейсмоактивных зон //
Аэрокосмическое изучение современных и новейших тектонических процессов. М.: Наука, 1988. 134 с.
29.	Зыков Д.С. Геоморфологические и ландшафтные признаки новейших тектонических движений в
Керченско-Таманской области // Геоморфология. 1997. № 2. С. 29-34.
30.	Копп МЛ. Поперечные перемещения в складчатых поясах и связанные с ними структурные рисунки (на
примере Альпийско-Гималайского пояса) // Геотектоника. 1994. №4. С. 35-51.
31.	Сыстра Ю.Й. Тектоника карельского региона. Л.: Наука, 1991. 176 с.
32.	Шаров Н.В. Литосфера Балтийского щита по сейсмическим данным. Апатиты.: Изд-во КНЦ РАН, 1993.
145 с.
33.	Николя А. Основы деформации горных пород. М.: Мир, 1992. 167 с.
34.	Cassano Е., Anelli L., Fichera R. Geophysical data along the northern Italian sector of the European Geotraverse //
Tectonophysics. 1990. № 176. P. 167-182.
35.	Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых. Русская плат¬
форма. Л.: Недра, 1985. Т. 1. 365 с.
36.	Эринчек Ю.М., Мильштейн Е.Д. Рифейский рифтогенез центральной части Восточно-Европейской
платформы. СПб.: Роскомнедра, ВСЕГЕИ, 1995. 48 с.
Геологический ин-т РАН	Поступила в редакций)
26.06.98
THE METHOD OF DETAILED GEODYNAMIC RECONSTRUCTION
OF N-Q TECTONISM BY GEOMORPHOLOGICAL INDICATIONS
D.S. ZYKOV
Sum m a г у
Accurate measurements of the neotectonic deformations with horizontal component may be carried out on East-
European platform by geomorphological method. The latter is based on comparison of neotectonic landforms and
structural-geomorphological paragenetic consequences of tectonically active regions. The conformity of neotectonic
landforms and elements of geological structure is the main criterion.
42

УДК 551.4.037(-925.17)
© 1999 г. В.Н. НЕВСКИЙ
СКЛОНОВЫЕ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ФАЦИИ
И ИХ КАРТОГРАФИРОВАНИЕ
(на примере Южного Сихотэ-Алиня)1
Попытки создания таксономической систематики в геоморфологии увенчались весь¬
ма незначительным успехом, связанным скорее с введением и обоснованием таксонов
синтетического характера, таких как геоморфологический комплекс или тип рельефа
[1]. С аналитической точки зрения все геоморфологические поверхности можно свести
к трем типовым: вершинная поверхность - склоны - днища долин (так называемая
"геоморфологическая триада" [2]). Выделяются также типовые каркасные линии -
тальвеги, линии водоразделов, линии вогнутых и выпуклых перегибов, которые могут
составлять иерархические системы. Морфодинамические схемы, построенные из отме¬
ченных элементов, слишком обобщены. Для крупномасштабных геоморфологических
исследований желательно ввести понятие "элементарной поверхности", на основе
которого можно построить иерархическую систему, аналогичную ландшафтной (фа¬
ции - урочища - ландшафты [3]). Этот низший таксон должен быть лишен по возмож¬
ности феноменологического давления. Смысловой "контур" элементарной поверхнос¬
ти - ЭМЕ (элементарной морфологической единицы) - предложил Д.А. Тимофеев:
"под элементарной морфологической единицей предлагается понимать наименьшие по
площади, как правило, более неделимые участки поверхности, единые по уклону, мор¬
фологии и экспозиции и отделенные от смежных ЭМЕ перегибами" [4]. Генетическая
однородность ЭМЕ следует из данного определения.
Склоновые геоморфологические фации
Морфодинамический анализ рельефа трех средневысотных хребтов Южного Си¬
хотэ-Алиня выявил преобладание в рельефе спрямленных участков склонов, в пре¬
делах которых крутизна поверхности изменяется в среднем на 1°. Лишь для неко¬
торых видов вогнутых участков эта величина достигает 3°. Данное заключение не
касается обвально-осыпных склонов с крутизной более 40-42°. Назовем такие участки
склонов элементарными морфологическими единицами. Ниже станет ясно, что они
полностью соответствуют определению Д.А. Тимофеева. Минимальная длина спрям¬
ленных участков склонов (ЭМЕ), доступная измерению, оценивается как 3-4 м. Наи¬
большая длина ЭМЕ с крутизной поверхности более 30° обычно не превышает 40 м
при среднем значении 10—15 м. Спрямленные участки с меньшей крутизной имеют
длину до 250 м. Выпуклые перегибы, разделяющие ЭМЕ, в большинстве случаев
резкие; длина дуги продольного профиля склона от верхней границы нижней ЭМЕ до
нижней границы верхней ЭМЕ редко превышает 5 м при средней величине 3 м.
Вогнутые перегибы имеют значительно меньшую морфологическую выраженность,
поэтому крутизна нижележащих ЭМЕ замеряется в средней их части с точностью до
1-2°. На рис. 1 представлены частотные гистограммы крутизны спрямленных участков
склонов (ЭМЕ) для трех хребтов южного Сихотэ-Алиня с интервалом абсолютных
высот 350-800 м (область преимущественного распространения "криповых" склонов),
где хорошо выявляются по меньшей мере четыре локальных экстремума. Два из них с
модальными значениями 39° и 28° соответствуют склонам явно денудационного типа с
маломощным рыхлым чехлом (обычно 10-60 см). Склоны с крутизной, близкой к
модальному значению 33°, как правило (но не всегда), представляют собой поверх- 11 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (код проекта 98-05-65090).
43

Рис. 1. Частотное распределение крутизны элементарных склонов низкогорного рельефа с абсолютной
высотой менее 800 м (склоновые процессы - крип, дефлюкция, плоскостной смыв)
1 - южные экспозиции, 2 - северные экспозиции
ности коллювиальных шлейфов с мощностью до 1,5 м. Группе склонов с модой 22°
свойственны различные разрезы рыхлого чехла - от маломощного (20-60 см) с
некоторым преобладанием дресвы и щебня до типичного для шлейфов (0,8-1,5 м) с
преобладанием интервала алевриты - дресва и признаками слоистости. Можно
выделить еще два неявных локальных экстремума - 18° и 12°. Первый характерен в
основном для приводораздельных склонов, имеющих крутизну 16-24°. По-видимому, в
интервале крутизны от 16° до 24-25° представлены склоны с повышенной мощностью
рыхлого чехла (обычно более 60 см), с положительным и отрицательным балансом
обломочного материала. Величина крутизны в этом случае не отражает балансовый
тип склона, поэтому экстремумы 18° и 22° можно объединить в один со средним зна¬
чением 20°, а балансовые характеристики склонов могут быть выявлены по их позиции
в поперечном профиле долины. Экстремум 12° соответствует группе склонов с раз¬
бросом значений о'Г 9° до 16° во всех ярусах низко- и среднегорного рельефа. Такую
крутизну имеют маломощные коллювиальные шлейфы на разных надпойменных уров¬
нях, коррелятные склонам с крутизной около 30°, склоны с относительно маломощным
рыхлым чехлом, похожие на основания педиментов, а также некоторые приводо¬
раздельные поверхности. Помимо обозначенных на гистограмме ЭМЕ следует отме¬
тить еще один интервал крутизны 44-70° с неявной модой 48°, свойственный склонам
обвально-осыпной денудации.
Частотная гистограмма крутизны ЭМЕ северных экспозиций имеет некоторое отли¬
чие от гистограммы для южных экспозиций (рис. 1). "Северные" экстремумы более
размыты, кроме того, они сдвинуты примерно на 1° ниже относительно "южных". При
абсолютной высоте более 800 м наблюдаются заметные отличия гранулометрических
характеристик и степени обводненности рыхлого чехла. Строго говоря, экспозицион¬
ная асимметрия грансостава и обводненности рыхлых поверхностных отложений наб¬
людается везде, но модальные значения крутизны ЭМЕ до высот 700-800 м слабо
зависят от солнечной экспозиции.
Частотные экстремумы 28° и 37-39° типичны, по-видимому, для обширных областей
Северо-Восточной Азии с муссонной циркуляцией атмосферы; они почти независимы
от литологической основы. Практически аналогичные данные были получены на
береговых склонах острова Кунашир и южном макросклоне Станового хребта в Амур¬
ской области. Интересно, что модальное значение 28° остается неизменным во всех
исследованных регионах, тогда как мода 39° сдвинута на Становом хребте до 37°, а на
острове Кунашир - до 40°. Более того, английские и американские геоморфологи так¬
же отмечают преобладание в рельефе семигумидных областей участков склонов с кру¬
тизной 26-30° [5, 6], 36-42° [5], 18-22° [5] и 33-35° [6]. Установлено, в частности, что
44

Рис. 2. Частотное распределение крутизны элементарных склонов низкогорного и среднегорного рельефа с
абсолютной высотой 600-1300 м (область распространения курумов)
1 - южные экспозиции, 2 - северные экспозиции
частотный экстремум 28° характерен для сугубо ’’денудационных” склонов, тогда как
экстремум 33-35° соответствует склонам с повышенной мощностью рыхлого чехла [6].
В южном Сихотэ-Алине склоны-ЭМЕ, тяготеющие к модам 39° и 28°, имеют
мощностью рыхлого чехла 0,1-0,5 м и 0,2-0,8 м соответственно с неоднородным гра¬
нулометрическим составом, в котором трудно выделить преобладающую фракцию.
ЭМЕ с крутизной поверхности, близкой к 33°, в большинстве случаев представляют
собой поверхности коллювиальных шлейфов, опирающихся на поймы. Их формиро¬
вание обусловлено отступанием обвально-осыпных склонов. Иногда короткие (3-7 м)
31-35° склоны служат связующим звеном между ЭМЕ с крутизной 39° и вышележа¬
щими ЭМЕ с крутизной 20°. Возможно, этот феномен обусловлен глубоким выветри¬
ванием прибровочных областей, что указывает на более молодой возраст соедини¬
тельной ЭМЕ по сравнению с нижней и верхней.
Частотные гистограммы крутизны ЭМЕ в областях распространения курумов (аб¬
солютная высота 700-1400 м) показывают несколько иную картину распределения
(рис. 2). Локальный экстремум 39° обусловлен открытыми курумами, которые почти
всегда чередуются с участками обвально-осыпного сноса. Строго говоря, такие склоны
представляют собой обвально-осыпной-курумовый парагенетический комплекс, в кото¬
ром собственно курумы (грубообломочный материал) являются аккумулятивными фор¬
мами рельефа, а участки обвально-осыпного сноса - денудационными. Ярко выражен¬
ный экстремум 35° (открытые и слабо задернованные курумы) характерен преиму¬
щественно для средних (транзитных) частей склонов. В ряде случаев длина таких
участков достигает 500 м. Курумы с крутизной поверхности менее 30° встречаются на
всех высотных позициях от тальвегов до водоразделов, но типичными их можно счи¬
тать только для приводораздельных областей.
Данная работа не преследует цель объяснения многомодального распределения ча¬
стот крутизны ЭМЕ, исходя из реологических свойств субстрата. Примем это как
факт. Важно отметить, что для объяснения картины распределения необходим подход,
учитывающий как историю развития склонов, так и реологические свойства грунтов,
на основе которого могут быть разработаны принципиально возможные (’’идеализи¬
рованные") схемы эволюции, или поэтапного выполаживания элементарных склонов
[7,8].
Итак, элементарные склоны (ЭМЕ, спрямленные участки склонов) могут быть раз¬
делены на несколько групп по признаку ’’тяготения'’ значений крутизны к тому или
иному локальному модальному значению. Для всех ЭМЕ одной группы характерны:
1) почти постоянная крутизна (отклонение от моды не более 3° у "крутых” ЭМЕ и до
4° у относительно пологих); 2) почти постоянная мощность рыхлого чехла у ЭМЕ с
отрицательным балансом материала и его "качественная" однородность (грансостав и
обводненность); 3) одинаковая скорость (или один порядок скорости) денудации/акку-
муляции в пределах каждой группы, если мы имеем дело с близкими по механическим
свойствам горными породами; 4) одно направление литопотока в пределах любой
45

конкретной ЭМЕ. Элементарный склон, или склоновая ЭМЕ, - минимальный, далее
неделимый геоморфологический объект (форма рельефа), который полностью соот¬
ветствует феноменологическому понятию фации. Разбив все множество-хклоновых
ЭМЕ на ряд отмеченных выше групп по принципу "зон притяжения" к той или иной
локальной моде крутизны, можно определить геоморфологическую фацию как универ¬
сальный низший таксон геоморфологической иерархии. Примерно по такому же прин¬
ципу можно выделить фации в пределах субгоризонтальных поверхностей днищ долин,
террас и приводораздельных пространств. Наименования склоновых фаций удобно
давать по модальным значениям крутизны, например, ЭМЕ-39, ЭМЕ-33 и т.д.
В пределах "некурумовых" областей трех хребтов южного Сихотэ-Алиня (абсолют¬
ные высоты тальвегов до 450-600 м, абсолютные высоты собственно склонов до 800-
1000 м) можно выделить всего 12—14 склоновых фаций. Что касается абсолютных
высот 500-1000 м (но ниже уровня распространения курумов), то здесь экспозиционные
различия вынуждают разделить склоновые фации на "северные" и "южные" подводы.
Различия между ними проявляются прежде всего в строении рыхлого чехла и его
обводненности. Так, например, "северным" ЭМЕ соответствует более крупный
обломочный материал на поверхности, местами более похожий на курумы. Обломки
фракций крупного щебня и глыб имеют признаки слабой "окатанности", что указывает
на избыточное увлажнение рыхлого чехла в течение теплого сезона.
Фациальное строение курумовых областей представляется более сложным. Во-пер¬
вых, частотные гистограммы (рис. 2) показывают менее обособленные локальные
экстремумы, хотя модальные значения почти те же, что и на рис. 1. Во-вторых, каж¬
дому локальному экстремуму (кроме 39°) соответствуют две ландшафтные фации -
открытых и задернованных курумовых поверхностей. С точки зрения ландшафтове-
дения, в данном случае мы имеем дело с двумя действительно различными фациями;
однако в геоморфологическом смысле такое усложнение, как "удвоение" фаций, по-
видимому, нецелесообразно. Что же касается разделения курумовых фаций на "север¬
ные" и "южные" подвиды, то оно скорее желательно, чем необходимо из-за неопре¬
деленности различий грансостава (хотя различие, безусловно, есть). В итоге, каждому
модальному значению крутизны курумовых поверхностей могут соответствовать две
фации ("северные" и "южные"), как и для некурумового среднегорья.
Склоновые геоморфологические "урочища" и ландшафты
Используя понятие геоморфологической фации и по некоторой аналогии с терми¬
нологией ландшафтоведения [3] можно представить "геоморфологическое урочище"
как сочетание фаций по однофакторному закону композиции. Структура геоморфоло¬
гического урочища формируется под контролем фактора "локального базиса". Не
вполне понятное название объясняется просто: имея полную информацию о положении
и типе базиса склона (река, море, поверхность надпойменной террасы) или о направле¬
нии и скорости смещения базиса в любой момент времени, мы можем реконструи¬
ровать или прогнозировать профиль склона. Другими словами, поведение локального
базиса можно теоретически задать одним вектором, "привязанным" к центру сравни¬
тельно небольшого участка русла ии береговой линии. Формирование геоморфологи¬
ческого "урочища" представляется как развертка многообразия склоновых фаций из
одной или нескольких базовых фаций или реформирование уже существующего мно¬
гообразия фаций, происходящее в виде ритмического процесса. Каждая эпоха эрози¬
онного вреза добавляет новые фации и/или замещает старые (изменяет крутизну
склона с одного модального значения на другое) в нижних ярусах рельефа, но одно¬
временно происходит уничтожение или замещение фаций в средних и верхних обла¬
стях. Правда, последний процесс не связан прямо с эрозионной ритмикой. Склоновое
геоморфологическое "урочище" имеет одно направление фронтального литопотока,
включая в редких случаях центробежное и центростремительное, но вещественные
характеристики и скорость литопотока меняются от одной фации к другой. При
46

анализе структуры геоморфологического "урочища" мы рассматриваем его составные
части (фации) с точки зрения последовательности их появления "на свет" или вза¬
имообусловленности. Если в процессе развития территории произошло резкое изме¬
нение тектонического режима с соответствующим изменением поведения базиса и все
эти нарушения отразились в морфодинамике данной территории, то уместно говорить
о двух или более хронологически и морфодинамически сопряженных "урочищах".
Очевидно, направления и качественные характеристики литопотоков до и после та¬
кого рубежа должны быть различными. Наиболее характерный пример геоморфологи¬
ческого "урочища" - склон полного профиля от поймы до водораздела с произвольной
шириной основания (обычно от одной до трех склоновых фаций, опирающихся на
пойму). Ширина основания зависит от расположения эрозионных форм низших поряд¬
ков и морфологических контрастов между смежными участками, т.е. в некоторой
степени от субъективного восприятия рельефа. Данный таксон является наиболее
феноменологичным и потому самым неудобным для картографирования.
Геоморфологический ландшафт - таксон 3-го порядка - слагается фациями по
двухфакторному закону композиции. Если первый фактор формирует урочища путем
добавления, уничтожения и замещения фаций в "вертикальном" фациальном ряду, то
второй фактор связывает их в относительно однородные морфодинамические системы,
пригодные для типизации и описания с помощью универсальных характеристик. Этот
фактор можно назвать "базисной организацией". Например, если мы представим
тектонический режим любого наименьшего по рангу блока земной коры в виде
механического описания с помощью кинематических формул или векторов, то мы тем
самым определим одну из закономерностей, по которой развивается базис. Разумеется,
существуют и другие закономерности - климатические, литолого-петрографические
(сопротивляемость горных пород эрозии). Совершенно очевидно, что все эти законо¬
мерности в "чистом виде" не нужны). Важно установить таксономический ранг геомор¬
фологического ландшафта. Он может представлять собой участок земной поверхности
с особыми механическими характеристиками горных пород "внутри" единого тек¬
тонического блока. Другой пример: асимметричные долины 2-3-го порядков с явными
признаками новейших тектонических движений будут представлены по меньшей мере
двумя ландшафтами, поскольку у правого и левого бортов долины свои собственные
кинематические закономерности, управляющие развитием эрозионной сети. С некото¬
рым упрощением можно определить геоморфологический ландшафт как наибольшую
целостную территориальную единицу, в пределах которой каждый рельефоформирую¬
щий фактор сохраняет одно и то же формализованное описание. В число таких
факторов входят: а) тектонический режим в течение произвольного временного ин¬
тервала, который, по мнению исследователя, в наибольшей степени был формообра¬
зующим; б) режим денудации (имеется в виду наличие одного базиса, например,
участка русла), связанный скорее с климатом, чем непосредственно с тектоникой; в)
экспозиция, но только в том случае, когда она предопределяет существенное различие
склоновых экзогенных процессов (например, для бортов ущелья или каньона 2-го
порядка экспозиционный фактор будет почти несущественным); г) физико-механичес¬
кие свойства горных пород. Такое определение геоморфологического ландшафта напо¬
минает "генетический тип рельефа" И.С. Щукина [9] с той разницей, что ландшафт
логичнее считать таксоном аналитического уровня, хотя он и представляет собой
комплекс форм рельефа. У геоморфологического ландшафта вполне определенные
базисная и иногда экспозиционная привязки, чего нет или что только предполагается у
типа рельефа. Из отмеченного выше следует, что каждый ландшафт характеризуется
достаточно узким интервалом значений эрозионной расчлененности и своим вероятно¬
стным набором тех или иных фаций. Литопотоки в пределах геоморфологического
ландшафта имеют разные направления и разные качественные параметры активного
вещества, однако и русловая, и фронтальная литодинамика отличаются наличием
одного, главного вектора. Структура ландшафта обладает внутренней симметрией -
воображаемая "перетасовка" урочищ не приводит к принципиально качественным
47

изменениям ландшафта. Очевидно, что склоновые урочища, входящие в ландшафт,
должны быть генетически однотипными или представлять собой однотипные параге-
нетические ряды. Для выделения склоновых геоморфологических ландшафтов исполь¬
зуется бассейновый принцип. Характерные примеры - водосборные бассейны 1-2-го
порядков, протяженные участки склонов долин второго и более высоких порядков,
в пределах которых сохраняется определенный "фон" морфометрических парамет¬
ров.
Геоморфологические таксоны и картографирование
Картографирование фаций не вызывает особых затруднений, поскольку оно осно¬
вано на чисто аналитическом принципе. В спорных случаях (например, крутизна склона
31°) фация определяется по ее позиции в общей структуре склона. На рис. 3 показано
фациальное строение склонов бассейна ручья Падь Держанова (абсолютные высоты
от 350 м до 550 м). К сожалению, топографическая карта масштаба 1:25 000 дает
далеко не точную информацию, что особенно заметно в нижних, прирусловых частях
склонов. Для картографирования фаций необходимы полевые работы и/или стерео¬
дешифрирование крупномасштабных аэроснимков. Набор отмеченных на рис. 3 фаций
характерен для низкогорья и нижних областей среднегорья южного Сихотэ-Алиня со
сравнительно крутыми склонами (данный тип рельефа можно считать эрозионно¬
денудационным низкогорьем). Здесь вполне отчетливо выделяются пять фаций с
крутизной поверхности более 15°. Что же касается менее крутых склонов, то разде¬
ление их на фации пока нецелесообразно из-за недостаточного понимания механизма
формирования.
Картосхема геоморфологических фаций по своей основе является морфометричес¬
кой, хотя значения крутизны склонов (наименования фаций) позволяют судить о
мощности и строении рыхлого чехла, скорости отступания склонов и, в определенной
степени, о генезисе склона.
Геоморфологические урочища, как уже отмечалось, слишком феноменологичны и
для картографирования неудобны.
Все известные понятия геоморфологического ландшафта не определяют его таксо¬
номического ранга [10]. Предложенное выше определение ландшафта может быть
использовано для картографирования сравнительно небольших территорий, например,
речных бассейнов 2-4-го порядков, где нет необходимости искать способы унификации.
Ландшафт в этом случае сохраняет свой таксономический ранг, поскольку при
картографировании соблюдаются бассейновый принцип и базисный признак. Однако
элементарный картографический контур может быть (но не обязательно) меньше
ландшафта и иметь сугубо морфологическое или морфометрическое содержание, отра¬
жающее часть ландшафта. С другой стороны, геоморфологический ландшафт может
быть использован как основа низшего таксона синтетического уровня, соответствую¬
щего в общих чертах понятию "тип рельефа" ("комплексы элементарных форм рель¬
ефа, закономерно повторяющиеся и связанные общностью генезиса" [10]) или "пара-
генетический комплекс" [11]. Эти два понятия имеют весьма широкий спектр толко¬
ваний и применяются обычно вне иерархической схемы. Однако есть бозможность
перейти от геоморфологического ландшафта к типу рельефа за счет исключения
базисной характеристики ландшафта (экспозиционный фактор сохраняется). Если
представить тип рельефа как участок поверхности с генетически однородными гео¬
морфологическими ландшафтами (или принадлежащими одному парагенетическому
комплексу), то можно использовать способ картографирования, при котором отража¬
ются "типовые" характеристики рельефа и феноменологические признаки ландшаф¬
тов. Основными картографическими контурами являются геоморфологические ланд¬
шафты, выделенные по бассейновому принципу; последние в свою очередь составля¬
ют тип рельефа, где определяющим признаком служит генетическая категория
склонов.
48

1
\
1
1
1
2
Фация
Интервал
крутизны
поверхно¬
сти, град.
Балансовый
тип склона
Основные
экзогенные
склоновые
процессы
Преобладающий
интервал грануломе¬
трического состава
поверхностных
отложений
ЭМЕ-46
42-65
денудацион¬
ный
обвально-
осыпной снос
ЯШШЯ^
ЭМЕ-39
36-43
денудацион¬
ный
крип
алевриты - щебень
ЭМЕ-33
30-35
преимущест¬
венно акку¬
мулятивный
аккумуляция
(приимущест-
венно обвально-
осыпная), крип,
плоскостной смыв
алевриты - щебень
ЭМЕ-28
25-31
денудацион¬
ный и дену¬
дационно-
транзитный
крип,
дефлюкция,
плоскостной
смыв
алевриты - щебень
ЭМЕ-18,
ЭМЕ-22
15-25
денудацион¬
ный, дену¬
дационно-
транзитный,
аккумулятив¬
ный
крип,
плоскостной
смыв,
дефлюкция
пелиты - мелкий
щебень
ЭМЕ-12,
террасы,
террасо-
увалы
4-15
денудацион¬
но-транзит¬
ный, акку¬
мулятивный
нижние области -
крип, плоскост¬
ной смыв, при¬
водораздельные
области - крип,
дефляция
нижние области —
разнородный
материал от
пелитов до глыб,
приводораздельные
области - алевриты -
мелкий щебень
Рис. 3. Картосхема склоновых геоморфологических фаций бассейна ручья Падь Держанова (южный Сихотэ-
Алинь)
1 - поверхности пойм, 2 - русла, 3 - линии водоразделов
49

Для геоморфологического картографирования в масштабе 1:100000-1:200000 (кар¬
тографирования геоморфологических ландшафтов) можно рекомендовать два признака
выделения элементарных контуров. Первый, "жесткий", признак - средняя крутизна
склона (4-7 интервалов). Детальность отображения, или размеры контуров, вы¬
бираются в зависимости от возможностей исследователя или поставленной задачи. В
наиболее простом варианте достаточно определить среднюю крутизну по всему про¬
филю склона (гипсометрический градиент). Тогда элементарный картографический
контур будет соответствовать геоморфологическому ландшафту. Второй, в значи¬
тельной степени субъективный признак - обобщенная генетическая характеристика
склонов, представленных в данном ландшафте, или характеристика парагенетического
комплекса. В исследованном районе целесообразно выделить три таких склоновых
комплекса и соответственно три типа рельефа. Первый, наиболее гипсометрически
"высокий" - курумовый. Следует отметить, что морфологическая характеристика не
входит в обозначение типа рельефа как низшего таксона синтетического уровня. Мор¬
фологию отражает первый, "жесткий" признак крутизны поверхности. Практически
вся площадь ландшафтов, составляющих этот тип рельефа, занята открытыми и
задернованными курумами. Основной способ транспортировки крупнообломочного ма¬
териала курумов - медленное массовое движение с преобладанием десерпционной
формы смещения. Второй парагенетический комплекс и тип рельефа - курум-кри-
повый. Курумы представлены сравнительно небольшими очагами и "латентными"
формами, напоминающими задернованные курумы, но с меньшими размерами поверх¬
ностных обломков. Крип - термин широкого диапазона, обозначающий все виды про¬
цессов медленного массового смещения грунта по склону (смысловой английский аналог
"mass movement"). Рыхлый материал, вовлеченный в крип, в отличие от курумов имеет
грансостав с явным преобладанием материала размерности от алеврита до щебня.
Наконец, третий, гипсометрически самый нижний тип рельефа - криповый. Склоновые
отложения обычно представлены суглинками и щебнистыми суглинками (пелиты, алев¬
риты, песок - 40-90%, дресва и щебень - 10-60%). Более крупные обломки встреча¬
ются редко даже на поверхности ЭМЕ-39. К этому же комплексу относятся сравни¬
тельно "скоротечные" склоновые процессы - быстрая солифлюкция и дефлюкция,
которые наиболее активны на северных склонах.
Отдельно следует отметить склоны обвально-осыпного сноса, которые вписывают¬
ся в парагенетические комплексы на правах "случайных" элементов. "Теоретически
они включаются в любой тип рельефа, но наиболее характерны для нижнего, крипо-
вого. По этой причине обвально-осыпные склоны (фации) целесообразно показывать
отдельным знаком внутри геоморфологического ландшафта.
Заключение
В работе сделана попытка обоснования низших геоморфологических таксонов, ко¬
торые пригодны для картографирования и лишены избыточного феноменологического
"пресса". На обширной территории Дальнего Востока России весьма отчетливо выде¬
ляются склоновые геоморфологические фации (элементарные склоны, элементарные
морфологические единицы) в соответствии с многомодальным частотным распределе¬
нием значений крутизны спрямленных участков склонов. В пределах одноименных
фаций сохраняются крутизна поверхности, гранулометрические характеристики рых¬
лого материала и, у "денудационных" фаций, мощность чехла и скорость отступания
склона. Разумеется, региональные климатические и литологические особенности ока¬
зывают влияние на фациальные параметры, однако все эти параметры укладываются
в сравнительно узкий интервал значений с большой вероятностью. На юге Сихотэ-
Алиня до высоты 1300 м можно выделить около двадцати склоновых фаций, 10-12 из
них, включая поверхности курумовых склонов, имеют вполне удовлетворительные
диагностические признаки - выдержанную в пределах одноименных фаций крутизну
поверхности с небольшими отклонениями от модальных значений и почти постоянный
интервал грансостава склоновых отложений.
50

Картографирование склоновых геоморфологических фаций основано на аналити¬
ческом принципе (рис. 3). Основные достоинства карт фациального строения рельефа -
полная морфометрическая характеристика склонов, вероятностная оценка свойств
рыхлого чехла, указание на ведущий склоновый процесс или генетическую группу
процессов, возможность количественной интерпретации активности денудации или
аккумуляции и возможность реконструкции эволюции склонов по отношению к дати¬
рованным надпойменным уровням. Карты геоморфологических фаций составляются в
масштабах 1:5000-1:25000.
Геоморфологическое картографирование, основанное на использовании таксонов бо¬
лее высокого ранга, в значительной степени зависит от субъективного, восприятия
рельефа, как и любое картографирование по синтетическому принципу. Однако пред¬
ложенное определение геоморфологического ландшафта позволяет использовать его
как составную часть низшего таксона синтетического уровня, выделяемого по морфо¬
генетическим признакам, - типа рельефа. Элементарный картографический контур
имеет морфометрическое и морфогенетическое содержание, он отражает либо весь
ландшафт, либо его часть с определенным интервалом крутизны поверхности. Таким
образом, тип рельефа включает в себя объекты аналитического картографирования.
Этот принцип удобен для масштабов 1:100000 и 1:200000.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Спиридонов А.И. О геоморфологической таксономии и некоторых основных геоморфологических
понятиях // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1961. № 4. С. 127-136.
2.	Уфимцев Г.Ф., Онухов Ф.С., Тимофеев ДА. Терминология структурной геоморфологии и неотектоники.
М.: Наука, 1979. 256 с.
3.	Солнцев НА. Природный географический ландшафт и некоторые его общие закономерности //Тр. 2-го
Всес. геогр. съезда. Т. 1. М.: 1948.
4.	Тимофеев ДА. Элементарные морфологические единицы как объект геоморфологического анализа //
Геоморфология. 1984. № 1. С. 19-29.	^
5.	Melton М.А. Debris-covered hillslopes of the Southern Arizona Desert - consideration of their stability and
sediment contribution //J. Geol. 1965. № 73. P. 715-729.
6.	Carson M.A. Models of hillslope development under mass failure // Geogr. Analysis. 1969. V. 1. P. 76-100.
7.	Максимов C.A. Морфодинамический анализ рельефа: методология, методика, производство работ.
Фрунзе: Илим, 1990. 92 с.
8.	Невский В.Н. Отражение истории развития речной долины в структуре склонов // Гидрология и
геоморфология речных систем. Тез. науч. конф. Иркутск: 1997. С. 142-144.
9.	Щукин И.С. Общая геоморфология. Т. 1. Изд-во МГУ, 1960. 615 с.
10.	Тимофеев Д.А., Уфимцев Г.Ф., Онухов Ф.С. Терминология общей геоморфологии. М.: Наука, 1997.
199 с.
11.	Тимофеев ДА. Терминология денудации и склонов. М.: Наука, 1978. 242 с.
ТИГ ДВО РАН	Поступила в редакцию
16.06.98
GEOMORPHOLOGICAL SLOPE FACIES AND THEIR MAPPING
(SOUTH SAKHALIN AS AN EXAMPLE)
V.N. NEVSKY
Summary
The principle of distinction, classification and mapping of elementary morphologic facies of mountain slopes is
founded using the Southern Sikhote-Alin as an example. The classification is based on morphological parameters,
mainly the degree of the slopes. Elementary slopes of certain degree and with certain actual process are considered as
geomorphologic facies. Eventually by the large-scale mapping the system of elementary territorial units may be
revealed. These units differ from each other by their gradient, morphodynamics and genesis.
51

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№2
апрель-июнь
1999
НАУЧНЫЕ СООБЩЕНИЯ
УДК 551.331.52(235.222)
© 1999 г. А.Р. АГАТОВА
ПОСТЛЕДНИКОВОЕ РАЗВИТИЕ ДОЛИНЫ РЕКИ АККОЛ
(ЮЖНО-ЧУЙСКИЙ ХРЕБЕТ)
4	Введение
Горный Алтай - одно из звеньев в цепи внутриконтинентальных горных сооружений,
протянувшихся в субширотном направлении через Евразию. Он представляет собой
северное окончание Монгольского Алтая и образует веерообразно расходящуюся к северо-
западу систему хребтов и межгорных впадин. Южно-Чуйский хребет расположен в середине
этого массива и служит южным обрамлением крупнейшей в Горном Алтае Чуйской меж¬
горной впадины.
В тектоническом отношении хребет является сводом, осложненным слабо выраженными
ступенями с доорогенным рельефом различной степени сохранности в пределах каждой из
ступеней. Для осевой части хребта характерен альпийский тип рельефа с многочисленными
ледниковыми формами, где о существовании уплощенных доорогенных поверхностей свиде¬
тельствуют лишь их реликты в виде небольших вершинных площадок. Высота хребта
достигает 4000 м при высоте снеговой линии около 3150 м, и он является одним из центров
современного оледенения Алтая. Субширотное простирание хребта обусловливает разли¬
чие микроклиматов северного и южного макросклонов, и все крупные ледники сосредо¬
точены на его северном макросклоне.
Помимо современных ледников Южно-Чуйский хребет сохранил следы предыдущих,
гораздо более мощных оледенений, что позволяет в пределах одной ледниковой долины
наблюдать процессы, связанные как с оледенением, так и с дегляциацией. Изучение форм и
отложений ледникового генезиса и их дальнейшего преобразования дает ключ к познанию
направленности изменений окружающей среды прошлого. Наряду с неотектоническим
анализом оно должно являться основой для корректных реконструкций постледниковой
истории развития Горного Алтая.
Долина Аккола, в верховьях которой расположен ледник Софийский, второй по вели¬
чине в Южно-Чуйском хребте, берет начало в осевой части хребта и сечет поверхность его
северного макросклона (рис, 1). В пределах долины сохранились как экзарационные, так и
аккумулятивные формы предыдущего оледенения, что и послужило критерием выбора
этого района в качестве репрезентативного.
Картографирование рельефа
Хорошая сохранность ледниковых отложений и форм рельефа юго-восточной части
Горного Алтая обусловливает высокую информативность геоморфологического картогра¬
фирования. Составленная на основе дешифрирования аэрофотоснимков .и полевых работ
крупномасштабная геоморфологическая карта охватывает район верхнего течения Аккола
(приосевая часть хребта) и часть долины вплоть до слияния с Караоюком.
52

88*00*
87°Л5/
Рис. 1. Положение долины р. Аккол в орографической структуре северного склона Южно-Чуйского хребта
1 - хребты; 2 - ледники; 3 - отметки абсолютных высот в метрах; 4 - положение фрагмента геомор¬
фологической карты, приведенного на рисунке 3
При построении картографической модели за основу был взят принцип картирования
граней, а не форм рельефа, использовавшийся в ряде легенд для геоморфологических карт
крупных масштабов [1-4]. По этому принципу рельеф рассматриваемого района был
поделен на ряд элементарных поверхностей с границами, отображающими реальные
геометрические отношения между ними (рис. 2). Поскольку это, как правило, изогра-
диентные поверхности, от соседних они отделены линиями перегиба склона независимо от
того, соседствуют ли они с однотипными поверхностями или поверхностями иного генети¬
ческого типа. Соотношение выделенных единиц картирования, положение их в прост¬
ранстве, углы наклона, очертания, размеры, приуроченность одних к другим, ориентировка
элементов, характер границ между ними - все это позволяет судить о природных связях и
последовательности формирования выделенных объектов.
Затем в соответствии с поставленной задачей, на основе полевых наблюдений и дешиф¬
рирования аэрофотоснимков для каждой элементарной поверхности были определены
ведущие экзогенные процессы, обусловившие ее характерные особенности.
Такой подход позволяет показать не только генезис уже существующих форм рельефа,
но и направленность и интенсивность процессов, преобразующих эти формы и создающих
со временем на их месте новые поверхности. Так, по мере отступания ледника склоны,
созданные экзарацией, начинали подвергаться действию различных по природе наложенных
процессов. В Цределах одной ледниковой долины вновь создаваемые поверхности имеют
скользящий возраст - их омоложение происходит вверх по долине, вслед за отступающим
языком ледника.
Разные по природе экзогенные процессы могут накладываться на поверхности одного
53

В/ ЕЗ* IZ>	Ш' ШШ
Рис. 2. Фотография (а) и схема геоморфологического дешифрирования (б) долины р. Аккол (верховья)
1 - бровки, 2 - тыловые швы, 3 - тальвеги, 4 - склоны долины выше границ последнего оледенения, 5 -
склоны долины, подвергшиеся экзарации в ходе последнего оледенения, 6 - пологонаклонные экзарационные
площадки, осложняющие склоны ледниковой долины, 7 - нижняя выполаживающаяся часть экзарационных
склонов долины, 8 - осыпи и осыпные шлейфы, 9 - конечные морены Малой ледниковой эпохи, 10 - озера
генезиса. В такой ситуации, помимо геометрических границ (перегибов склона), возникла
необходимость введения границ другого рода - разделяющих области влияния наложенных
на исходные поверхности процессов.
Полученная картографическая модель - основа для реконструкции постледникового
развития рассматриваемой территории.
54

Эволюция после дегляциации
Форму типичного трога долина реки Аккол приобрела в результате древних оледенений,
в том числе и последнего, датируемого большинством исследователей Алтая как поздний
плейстоцен. По масштабам оно уступало предшествующему оледенению, флювиогляциаль-
ные отложения которого были выявлены нами на уплощенных водоразделах среднего
высотного уровня. Геоморфологический анализ аккумулятивных и экзарационных форм
последнего оледенения позволяет определить его характер в пределах Южно-Чуйского
хребта как горно-долинный, что, однако, не опровергает существование позднеплейстоце¬
нового покровного оледенения в других районах Алтая [5, 6]. Ледники, спускавшиеся по
долинам рек Талтура, Аккол, Караоюк, Елангаш, сливались в ледник подножья, оставивший
единый мощный пояс конечных морен, протягивающийся по юго-западной окраине Чуйской
впадины. Ярусное строение этих морен представляет последовательную "запись” истории
деградации и расчленения предгорного ледника на долинные ледники и характера отсту¬
пания и изменения размеров последних. В долинах свидетельством прерывистого умень¬
шения ледников являются отложения береговых морен высоко на бортах трогов и серии
экзарационных площадок и уступов, выработанных в коренных склонах долин. Однако
отсутствие стадиальных морен между конечным моренным поясом и моренами Малой
ледниковой эпохи голоцена, расположенными в верховьях долин, позволяет говорить о том,
что с какого-то момента деградация ледников проходила стремительно, возможно, с
образованием значительных массивов мертвого льда. Причиной быстрой деградации мог
служить слабый уклон днища долины, создающий эффект подпруживания [7]. При повы¬
шении снеговой линии ледник почти полностью оказывался в области абляции. Кроме того,
подпруживанию ледниковых масс способствовали продолжающиеся тектонические подвиж¬
ки по периферии Южно-Чуйского хребта. Блоковое поднятие, превращенное ледниками в
скалистые холмы типа "бараньих лбов", пересекает долины рек Талтура, Чаган, Елангаш.
При деградации последнего оледенения оно явилось одной из причин образования озера в
долине Аккола, о чем свидетельствуют песчано-алевритистые отложения с горизонтальной
ленточной слоистостью, широко распространенные вверх по долине. Современные озера
Аккуль и Каракуль являются реликтами этого озера.
Тонкозернистость озерных осадков определяется литологией пород района. Склоны
долины сложены метаморфическими сланцами, степень метаморфизма которых возрастает
вверх по долине от зеленых сланцев вплоть до кристаллических гнейсов. При выветривании
последних освобождается много пылеватого кварца и слюды. Это же объясняет мутность и
перламутровый цвет вод Аккола и большое количество ледниковой мути в моренных
отложениях. После осушения озерной ванны песчано-алевритистые отложения подверглись
влиянию эоловых и флювиогляциальных процессов. С первыми связано перевевание и об¬
разование небольших дюн. Ко второму типу процессов, обусловленных современным оле¬
денением, следует отнести врезание талых ледниковых вод Аккола и образование террас.
Вниз по долине флювиогляциальные отложения фациально замещаются аллювиальными.
О кратковременной активизации ледника в Малую ледниковую эпоху можно судить по
гораздо более скромному по размерам комплексу конечной и береговых морен в верховьях
трога. Сейчас они подпруживают небольшое приледниковое озеро, откуда и берет начало
Аккол. Еще в конце XIX в. язык ледника спускался в озеро. Иногда куски льда отла¬
мывались, и небольшие айсберги уплывали к противоположному берегу [8]. Сейчас озеро
стало больше и отделяется от языка широким зандровым полем. С 1898 г., за 41 год ледник
отступил на 1100м [9] и еще на 400 м за последующие 21 год (по данным измерений
аэрофотоснимков 1960 г.). При такой скорости отступания накопления обломков и отло¬
жения их в виде морены уже не происходит. Обломочный материал выносится блуждаю¬
щими и дробящимися на рукава потоками талых вод, конуса выноса которых и образуют
зандровое поле. В узкой полосе около ледника отлагаются в основном галька и гравий,
дальше на больших пространствах - пески, а алевритовые и глинистые частицы выносятся и
попадают в состав озерных и речных отложений. Немалую роль в развитии зандра играет
образование наледей.
За этот период (с 1898 г.) изменился и облик конечно-моренной гряды. Теперь в
западинах бугристой поверхности морены, на участках вытаивания погребенных мертвых
льдов можно обнаружить многочисленные озера самых разнообразных оттенков - от
голубого и серого до зеленого. На поверхности уже сформировался почвенный слой и
растут отдельные невысокие лиственницы. Образованию дерна в значительной мере
способствует большое количество мелкозернистого материала в составе морены.
55

По подобному же сценарию (образование мореноподпрудного озера, формирование
зандрового поля, термокарстовые процессы в отложениях конечной морены) происходит
дегляциация в долине ледника Удачный, расположенной справа от цирка Софийского
ледника. Удачный интересен двумя языками, отходящими под 90° от общей области
питания. Левая часть его долины, обращенная к Акколу, находится на 240 м выше основной
долины. Это типичная, висячая долина. К этому же типу относятся долины трех левых
притоков Аккола. В позднем плейстоцене ледники этих долин, как и ледник Удачный,
вливались в общий ледяной поток главной долины, о чем свидетельствует единый уровень
отложений береговых морен в главной и боковых долинах. После распада единого ледника
наиболее значительный центр оледенения сохранился лишь в верхней из трех долин.
Деградация древнего оледенения привела к смене рельефообразующих процессов. На
уплощенных водоразделах активизировались процессы криогенного выветривания, на скло¬
нах - эрозионные, гравитационные, делювиальные, солифлюкционные процессы. Однако с
исчезновением такого мощного транспортирующего агента как ледник, накопление
продуктов выветривания начало происходить в пределах долины - на нижней части склонов
и широком днище. Из области экзарации ледниковые долины превратились в области
аккумуляции.
В условиях значительной расчлененности рельефа (800—1000 м) распределение комплек¬
сов экзогенных процессов в долине определяется главным образом абсолютной высотой
поверхности, углом наклона и экспозицией склонов. Влияние геологического субстрата
сказалось, в основном, на характере рыхлых поверхностных отложений. Смена комплексов
происходит как вверх по долине, так и вверх по склону.
Влияние экспозиции обусловило различный набор склоновых процессов на противопо¬
ложных бортах трога (рис. 3) и, как следствие, асимметричный поперечный профиль
долины - крутой, расчлененный эрозионными врезами склон северо-западной экспозиции и
более пологий юго-восточный склон. Несомненно, что влияние экспозиции сказывалось и в
период оледенения. Даже сейчас на затененном северо-западном склоне в верховьях долины
сохранились висячие ледники. Очевидно, что тогда на этом склоне преобладала нивация, в
то время как противоположный склон испытывал значительное влияние солнечной
радиации. Сейчас на затененном склоне северо-западной экспозиции среди комплекса скло¬
ноформирующих процессов преобладают процессы эрозионного расчленения и сноса. В
верхней части менее активного сухого юго-восточного склона отсутствуют условия для
концентрации стока, и продукты выветривания смещаются вниз под действием десерпцион-
но-гравитационных процессов со значительно меньшей скоростью. Линейный снос возмо¬
жен лишь на более низких гипсометрических уровнях. Рыхлые отложения на склоне этой
экспозиции распределены по поверхности более равномерно, их мощность у его подножия
значительно меньше, чем на противоположном борту долины. Такая же асимметричность
характерна и для долин других рек Южно-Чуйского хребта.
Аккумуляция продуктов выветривания и эрозии происходит в виде осыпных шлейфов,
пролювиальных конусов, обвальных масс в нижней части склонов. Камнепады и осыпания
особенно интенсивны в пределах цирков и каров, где на границе снежников, благодаря
высокому градиенту температур и увлажнению, создаются условия для криогенного вывет¬
ривания пород. Накопление рыхлых отложений происходит у подножия крутых склонов на
поверхности ледника. По мере его продвижения происходит смещение нижней части
осыпных шлейфов, что хорошо заметно на аэрофотоснимках.
Вниз по долине, за пределами современного оледенения осыпные отложения формируют
двухъярусные шлейфы. Такая ярусность связана с различием во времени формирования
осыпей верхнего и нижнего уровней. Более древние осыпи верхнего яруса формировались в
эпоху последнего оледенения на открытых ото льда участках склонов и опирались своим
основанием прямо на ледник, сливаясь с боковыми моренами - так же, как это происходит
на современных ледниках долины. Сейчас осыпи верхнего ряда опираются на перегиб
склона, а иногда сливаются с нижними осыпями, формирование которых связано с раз¬
рушением береговых морен последнего оледенения.
Характерная особенность долины Аккола - скопления крупнообломочного материала у
подножия склонов. В плане они имеют форму языков или лопастей и по виду напоминают
каменные глетчеры. На их поверхности хорошо выражен "флюидальный" рисунок -
поперечные гряды в виде концентрических дуг, обращенных выпуклостью вниз по склону.
Материалом для них, помимо склоновых отложений, мог служить и материал береговых
морен последнего оледенения. Вероятно, пластические деформации заключенного в море¬
нах льда и явились причиной движения каменных масс. Очевидно, что и после таяния льда
56

Рис. 3. Фрагмент карты экзогенных процессов долины р. Аккол
Область денудации и транзита обломочного материала: 1 - доорогенные уплощенные поверхности, 2 -
пологие привершинные склоны, подверженные преимущественно криогенному выветриванию' с
преобладанием десерпционного механизма сноса; склоны долины выше границы позднеплейстоценового
оледенения: 3 - с преобладанием эрозионных и осыпных процессов, 4- с преобладанием десерпционноосып-
ных процессов; 5 - экзарационные склоны, выработанные позднеплейстоценовым ледником и подверженные
эрозионным и осыпным процессам; область преимущественной аккумуляции продуктов выветривания; 6 -
осыпные шлейфы, 7 - площадки и 8 - уступы на экзарационных склонах долины со сплошным чехлом
осыпных отложений, 9 - нижняя часть экзарационных склонов под шлейфом каменных глетчеров с
комплексным действием солифлюкционных, делювиальных, осыпных процессов и биогенного выветривания,
10 - пролювиальные конусы, 11 - заболоченные участки днища, 12 - днище долины с озерными
отложениями, с преобладанием процессов дефляции; 13 - пойма, 14 - эрозионные врезы, 15 - бровки, 16 -
тыловые швы, 17 - тальвеги постоянных и временных водотоков; 18 - граница областей влияния
наложенных процессов
происходило сплывание переувлажненного обломочного материала по поверхности склона.
Мощность этих отложений вдоль подножия правого борта долины северо-западной экспо¬
зиции значительно выше, чем на противоположном склоне. По аналогии с особенностями
строения боковых морен современного Софийского ледника можно предположить, что и в
период существования предыдущего оледенения более активное накопление обломочного
материала вдоль правого борта долины приводило к формированию мощного вала боковой
57

морены. Правая часть ледника оказывалась как бы "законсервированной” в толще обло¬
мочного материала, и смещение активной части ледника шло по направлению от зате¬
ненного влажного борта к солнечному, но сухому, где моренные отложения образуют на
склоне лишь чехол небольшой мощности. Дальнейшая эволюция отложений морен связана
с деградацией долинного ледника и таяньем погребенного мертвого льда. В наименее
измененном виде они присутствуют на плоской вершине скалистого выступа днища в 11 км
от ледника, где можно выделить по крайней мере два уровня моренных отложений. Вверх
по долине на этих уровнях прослеживаются лишь шлейфы осыпания. Подобные каменные
глетчеры характерны для многих долин Южно-Чуйского хребта. В долине Аккола эти
образования потеряли активность, их поверхность задернована и покрыта редколесьем,
сверху на них опирается мощный шлейф осыпей.
Обвалы, разрушающие крутые экзарационные склоны, распространены и в главной, и в
боковых долинах. Судя по развитию лишайников, наиболее крупные из них, отмечаемые в
масштабе карты, произошли раньше отложения конечных морен Малой ледниковой эпохи.
В долине Аккола тела некоторых обвалов залегают в озерных отложениях - обрушение
берегов происходило в период существования озера. Сейчас стенки отрыва обвалов уже
прикрыты осыпями, образовавшимися позднее.
Помимо склоновых и озерных отложений большой мощности свидетельством смены
рельефообразующих процессов в ледниковых долинах являются разновидности криогенного
микрорельефа. С деградацией оледенения поверхность горных пород, находившаяся под
защитой ледяного или фирнового покрова, начинала подвергаться сезонному промерзанию
и оттаиванию. При этом в пределах верхнего слоя пород происходит сортировка обло¬
мочного материала по крупности [10, И]. В зависимости от угла падения и определяемой
этим фактором увлажненности поверхность склонов приобретает определенный мик¬
рорельеф. На уплощенных водоразделах (3225-3400 м) на поверхности чехла среднеплей¬
стоценовых флювиогляциальных отложений сформировались каменные полигоны. С
увеличением наклона склона полигоны принимают вытянутую вдоль уклона форму и затем
переходят в каменные полосы. Интересен тот факт, что бордюры, окаймляющие полигоны,
образованы из обломочного материала подстилающих коренных пород (зеленовато-серых и
темно-серых сланцев), в то время как внутренняя часть полигонов заполнена окатанными
обломками эрратического происхождения с характерной ледниковой штриховкой, что,
вероятно, может свидетельствовать о незначительной мощности флювиогляциальных отло¬
жений на водоразделах. Для склонов долины, прикрытых обломочным чехлом береговых
морен последнего оледенения, характерны пятна-медальоны с плоской или слабовыпуклой
поверхностью. В их пределах растительный покров отсутствует, и они хорошо выделяются
на фоне задернованного склона. Другую разновидность криогенного микрорельефа можно
встретить на заболоченных участках днища (2356-2376 м). Это покрытые растительностью
кочки "туфуры". Заболоченность характерна как для главной, так и для боковых долин,
находящихся на 200-300 м выше. Нередко кочки разделены сетью полигональных трещин,
заполненных водой. Несмотря на то что криогенные формы развиты на субстрате раз¬
личного возраста, время их формирования, скорее всего, относится к периоду дегляциации
последнего оледенения.
Почвообразование (биологическое выветривание) и развитие растительного покрова
подчиняются тем же условиям, что и геологические процессы [12]. Они довершают комп¬
лекс экзогенных процессов, наложенных на реликтовые ледниковые поверхности и
определяющих внешний облик современной долины Аккола.
Интенсивность преобразования экзарационных и аккумулятивных форм ледникового
рельефа затрудняет палеогляциологические реконструкции. Ледниковая штриховка разру¬
шается выветриванием, эрратические валуны смещаются за пределы вершинного пояса,
отложения боковых морен быстро уничтожаются в зонах врезания или переходят на новый
генетический уровень (в склоновые или аллювиальные отложения), сохраняясь лишь фраг¬
ментарно. Однако на данном этапе развития долин мы еще имеем возможность более или
менее достоверно реконструировать события последнего оледенения, его характер и пло¬
щадные размеры. О предыдущем же оледенении на основании фрагментов сохранившихся
ледниковых и флювиогляциальных отложений мы можем получить лишь качественную
информацию - в пределах Южно-Чуйского хребта оно было крупнее последнего оледе¬
нения.
58

Выводы
1.	Деградация последнего оледенения повлекла смену основных экзогенных рельефо¬
образующих процессов в ледниковых долинах. Лишь в верховьях долин в карах и цирках,
где сосредоточено современное оледенение, по-прежнему преобладают экзарация, мороз¬
ное выветривание и нивация. В перигляциальной зоне получили развитие флювиогляциаль-
ные и термокарстовые процессы. На склонах, попавших в область дегляциации, активизи¬
ровались эрозионные, гравитационные, делювиальные и солифлюкционные процессы.
2.	Создаваемые этими процессами поверхности имеют скользящие временные границы в
пределах одной ледниковой долины, что связано с особенностями деградации ледника.
3.	Действие экзогенных процессов в условиях высокогорья и сильной расчлененности
рельефа в значительной мере определяется высотной климатической зональностью, углом
наклона и экспозицией склонов.
4.	Рыхлые отложения большой мощности на склонах и днище долины свидетельствуют
об интенсивности преобразования первоначальных выработанных ледником поверхностей.
В настоящее время ледниковые долины Южно-Чуйского хребта являются областью аккуму¬
ляции продуктов выветривания, тогда как в период оледенения в их пределах преобладала
экзарация.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Борисевич Д.В. Универсальная легенда для геоморфологических карт // Землеведение. 1950. Т. 3.
С. 169-182.
2.	Спиридонов А.И. Геоморфологическое картографирование. М.: Географгиз, 1952. 187 с.
3.	Ермолов В.В. Вопросы составления геоморфологических карт при среднемасштабной комплексной
геологической съемке северных районов //Тр. НИИ Геологии Арктики. 1958. Т. 83. 34 с.
4.	Тимофеев ДА. Элементарные морфологические единицы как объект геоморфологического анализа //
Геоморфология. 1984. № I. С. 19-29.
5.	Бутвиловский В.В., Панычев В Л., Ламмерт А.К. О возрасте, морфологии и истории развития
последнего оледенения Восточного Алтая // Материалы гляциол. йсслед. 1991. № 73. С. 36-43.
6.	Бутвиловский В.В. Палеогеография последнего оледенения и голоцена Алтая: событийно¬
катастрофическая модель. Томск: Изд-во Том. ун-та, 1993. 252 с.
7.	Тронов М.В. Инерция сохранения ледников // Географический сб. 1954. № 4. С. 5-19.
8.	Сапожников В.В. Катунь и ее истоки. Путешествие 1897-1899 гг. Томск: Изд-во Том. ун-та, 1901. 271 с.
9.	Тронов М.В. Очерки оледенения Алтая. М.: Географгиз, 1949. 373 с.
10.	Суходровский В Л. Экзогенное рельефообразование в криолитозоне. М.: Наука, 1979. 280 с.
11.	The Encyclopedia of Geomorphology / Ed. by Rhodes W. Fairbridge. New York, Amsterdam, London: Reinhold
Book Corporation, 1968. P. 814-817.
12.	Булатов В.И. Природные комплексы бассейна р. Аккол (Юго-Восточный Алтай) // Гляциология Алтая.
1970. Вып. 6. С. 229-235.	*
Объединенный институт геологии,	Поступила в редакцию
геофизики и минералогии, Новосибирск	05.12.97
POST-GLACIAL HISTORY OF ACCOL VALLEY, SOUTH CHUYA RANGE
(GORNY ALTAI, SIBERIA)
A.R. AGATOVA
Sum m a г у
The main regularities of the recent morphogenesis in the deglaciation area of the ancient glaciation were identified.
The Accol valley was particularly studied by geomorphological methods, including mapping of large scale, field
observations, interpretation of aerial pictures. The predominant postglacial relief-forming processes depend on the
altitudinal climatic zonality, inclination and azimuth of the slope. Erosion and slope processes followed nivation and
exaration during the deglaciation period. When glacier as an active transport agent disappeared, glacial valleys became
the area of accumulation.
59

УДК 551.435.32
©1999 г. Г.А. САФЬЯНОВ
ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ГЛУБИН ПОДВОДНОГО
БЕРЕГОВОГО СКЛОНА, СЛОЖЕННОГО ПОДВИЖНЫМИ НАНОСАМИ1
При практическом анализе рельефа подводного берегового склона чаще всего пользуют¬
ся промерным материалом единичных поперечных профилей, направленных приблизи¬
тельно под прямым углом к контуру береговой линии. Из такого фактического материала,
главным образом, и получены основные представления, касающиеся вида профиля и рас¬
пределения глубин, вошедшие как в фундаментальные научные издания, так и в учебные
пособия [1-8]. Анализ реальных единичных профилей подводного берегового склона привел
к заключению о разнообразии их форм. Между тем, исследование распределения глубин на
подводном береговом склоне затруднено множественностью факторов, влияющих на
характер их распределения. Поступления и потери наносов, структурно-геологические и
литологические условия, частота и интенсивность воздействия волнения, колебания уров¬
ня - далеко не полный перечень воздействующих факторов.
Для познания основных закономерностей формирования профиля подводного берегового
склона широко применялись экспериментальные исследования, в ходе которых на склон,
сложенный подвижными наносами, воздействовали волны постоянных параметров. Опыты,
проведенные в экспериментальных бассейнах и лотках, привели к заключению, что при
достаточно длительном воздействии волн на склон, сложенный подвижными наносами,
формируется его устойчивый профиль, не изменяющий своей формы при дальнейшем
воздействии. Так было достигнуто экспериментальное подтверждение возможности сущест¬
вования профиля динамического равновесия, под которым понимается профиль, вдоль
поверхности которого градиент расхода наносов равен нулю, т.е. изменения рельефа
прекращаются - вырабатывается стационарная форма профиля. Для достижения состояния
динамического равновесия в экспериментальных условиях оказывалось достаточным воз¬
действия 104...105 волн. Для натурных условий длительность такого воздействия соответст¬
вует ориентировочно 7-9 сут, что представляется вполне реальным для многих прибрежных
регионов океана. Однако и при меньшей длительности единичных штормов, следующих с
разрывом во времени, можно полагать, что достигается сходство суммарного эффекта воз¬
действия.
Хотя рядом исследователей выражались сомнения в возможности достижения в природ¬
ных условиях профиля динамического равновесия, возникновение равновесных ситуаций на
ограниченных пространствах береговой зоны представляется вполне реальным, а в лабо¬
раторных условиях динамическое равновесие на подводном склоне возникало как неиз¬
бежный продукт длительного взаимодействия волн и подвижных наносов.
Имеется единство мнений, что форма профиля подводного берегового склона, сло¬
женного подвижными наносами, определяется гидравлическими характеристиками нано¬
сов и режимом волнения. При этом можно считать установленным, что гидравлически бо¬
лее крупным частицам соответствует большая крутизна профиля. Из-за наличия волнового
переноса жидкости в направлении луча волны и существования асимметрии орбитальных
скоростей более мощным штормам соответствует большая крутизна профиля подводного
склона. Итогом работы волн на берегах служит формирование такого профиля подводного
склона, на котором минимизируется транспорт наносов, а наиболее крутым участкам дна
отвечают гидравлически наиболее крупные частицы. В связи с экспоненциальным затуха¬
нием орбитальных скоростей с глубиной, максимальные придонные скорости приурочены к
верхним горизонтам водной толщи. Именно здесь, на мелководье, происходят наиболее
значимые деформации рельефа, полностью соответствующие максимальному градиенту
скоростей на единицу глубины потока. Определенная зависимость морфологии подводного
склона от параметров волн позволяет надеяться, что при статистическом анализе свойств
рельефа проявятся наиболее общие его черты. На успехи такого анализа позволительно
надеяться и потому, что в области режимных функций морского волнения получен ряд
фундаментальных результатов [9]. Кроме того, статистический подход к анализу распре-
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект 08.03.08.014 Мин. науки РФ).
60

Основные характеристики береговых регионов, для которых выполнены измерения распределения глубин
№ п/п
Море
Регион
Площадь от уреза
до глубины 30 м
(км2)
Масштаб кар¬
ты
Длина
вдоль бере¬
га (км)
1
Охотское
зал. Шелихова
Наяханская губа
485
1 : 50000
19
2
Охотское
Зап. Камчатка от
р. Крутогорова до
р. Морошечная
1950
1 : 250000
108
3
Охотское
Зап. Камчатка
от р. Морошечная
до р. Сопочная
2350
1 : 250000
ПО
4
Охотское
СЗ побережье
от м. Низкий до г. Охотск
1767
1 : 250000
125
5
Южно-
Китайское
побережье Вьетнама
от м. Бакьем до м. Kara
1664
1 : 200000
52
6
Японское
СЗ побережье
м. Низменный
12,4
1 : 25000
11,3
7
Берингово
Чукотский п-ов
коса Мээчкын
1760
1 :250000
75
8
Средиземное
устьевое взморье
р. Нил
7497
1 : 235000
224
9
Черное
вблизи устья
р. Капарча
11,9
1 : 25000
5
10
Черное
вблизи порта Поти
3,2
1 : 10000
1,5
11
Черное
у м. Искурия
0,23
1 : 2000
1
12
Черное
устьевое взморье
р. Кодори
0,15
1 : 2000
0,6
13
Черное
устьевое взморье
р. Чорохи
0,12
1 : 2000
0,6
14
Черное
вблизи р. Батуми
16,4
1 : 10000
4,6
деления глубин представляется перспективным, поскольку форма статистически опреде¬
ленного профиля интегрирует влияние многих факторов и способствует выявлению наибо¬
лее устойчивой формы подводного берегового склона.
Исходным фактическим материалом для исследования статистики глубин подводного
берегового склона послужили батиметрические карты 15 прибрежных регионов до глубины
30 м с сечением изобат не менее 5 м. Масштаб карт изменялся от 1 : 2000 до 1 : 250000. Ос¬
новные характеристики этих регионов представлены в таблице.
Суммарная площадь исследованных пространств береговой зоны океана составила
17517 км2, а суммарная длина берегов достигла 737,6 км. Как следует из данных таблицы,
промерный материал характеризовал различные географические условия берегов от
Арктики до тропиков. Практически все регионы береговой зоны по сведениям, полученным
из публикаций и карт, имеют довольно развитый чехол рыхлых осадков на подводном
склоне. Все берега подвергаются достаточно интенсивному, хотя и различающемуся по
энергии, воздействию волн. Источники поступающих осадков имеют различную природу:
аллювиальный приток, возможное поступление (перераспределение) отложений с
подводного склона, поступление вследствие размыва, биогенная продукция наносов. В ряде
случаев возможно сочетание различных источников обломочного материала.
Несомненно, что привлекаемый фактический материал представляет собой статистичес¬
кую совокупность. Для 14 карт региона из 15 сечение изобат составляло 5 м и менее.
Заслуживает обоснования принятое значение глубины 30 м для нижней границы береговой
зоны океана. Вопрос о нижней границе береговой зоны довольно детально рассмотрен в
работах автора [4-5], где приведена также библиография, характеризующая крайние точки
зрения по этой проблеме. В частности, по мнению некоторых исследователей [10, с. 70],
"весь континентальный шельф - арена воздействия океанической зыби на осадки". Более
61

50
50
30
ваз
04
ii
II
J
10-15	15-20	20-25	25-30
5-10	10-15	15-20	20-25	25-30
5-10	10-15	15-20	20-25	25-30
Рис. 1. Частотные диаграммы распределения глубин подводного берегового склона
По горизонтали - интервалы глубин (м), по вертикали - процент общей площади подводного склона, занятой
данным диапазоном глубин. 1-14 - номера береговых регионов (соответствуют таблице); 15-16 - суммарное
распределение частот глубин: 15 - по всем регионам, 16-то же, исключая приустьевые области
62

традиционно представление, что нижней границей береговой зоны может считаться глу¬
бина, соответствующая одной трети длины наиболее крупных штормовых волн. Полагая,
что штормовые волны с периодом 7-8 с довольно типичны для океанических и морских
берегов (включая, например, берега Черного моря), получаем для одной трети таких волн
значения предельных глубин воздействия 27-34 м. Разумеется, действие более жестоких
штормов меньшей обеспеченности проявляет себя и на больших глубинах. Однако
значительные деформации рельефа на глубинах более 30 м практически исключены. Между
тем, время воздействия штормов на протяжении последних 6000 лет относительно постоян¬
ного уровня, океана вполне достаточно для формирования на подводном склоне до глубины
30 м профиля, соответствующего уровню штормового воздействия.
В ходе анализа распределения глубин на подводном склоне рассматривались частотные
распределения глубин с интервалом в 5 м и интегральные (батиграфические) кривые. Час¬
тотные распределения (рис. 1) характеризуются абсолютным преобладанием унимодальных
распределений (76%). Мода на малых глубинах (0-5) характерна для приустьевых взморьев с
явным преобладанием питания подводного склона аллювиальным материалом. Несколько
большим значением моды (5-10 м или 10-15 м) отличаются регионы бывших устьевых
взморий, существенно преобразованные волнением. К ним относятся взморье Нила, м. Ис-
курия (где еще за 5 лет до съемки впадал один из рукавов р. Код ори), район Поти (до 1939 г.
находившийся под влиянием стока р. Риони), район вблизи г. Батуми (около 150 лет тому
назад представлявший собой устьевой выступ р. Меджина - рукава р. Чорохи).
Регионы, подвергающиеся интенсивному воздействию волн или ограниченной роли
внешнего (с суши) поступления наносов, как правило, имеют моду распределения, пре¬
вышающую 15 м и тяготеющую к нижней части подводного берегового склона.
Обобщение статистики глубин для всех регионов с учетом их долевого участия (в за¬
висимости от площади подводного берегового склона) приводит к заключению, что на
глубинах 5-20 м формируется пологовершинный максимум частоты, где распределение по
5-метровым интервалам довольно равномерно со слабовыраженной модой в диапазоне 10-
15 м. Гистограмма распределения глубин явно асимметрична и характеризуется резким
уменьшением частот к диапазону 0-5 м и сравнительно постепенным уменьшением частот
площадей с ростом глубин в нижней части подводного берегового склона.
Если анализировать распределение глубин, исключив из рассмотрения придельтовые
регионы, то частотное распределение характеризуется почти равномерным распределением
в области от 10 до 30 м с небольшим максимумом в диапазоне 15-20 м и резким, все
возрастающим уменьшением частот с приближением к береговой линии.
Резкие изменения частот распределения глубин полностью соответствуют градиентам
придонных скоростей, которые, как известно, по экспоненциальному закону затухают с
ростом глубин и на малых глубинах имеют наибольшие величины.
Другой способ анализа распределения глубин - батиграфические кривые или интеграль¬
ные функции превышения глубин. Ранее батиграфические кривые предлагались в качестве
средства изучения динамики береговой зоны моря [11], в дальнейшем были получены
положительные результаты анализа бюджета наносов с помощью батиграфических кривых
за довольно длительный интервал времени [12].
Одно из достоинств метода батиграфических кривых состоит в наглядности представ¬
ления формы профиля подводного берегового склона в виде обобщенной кривой, физионо-
мически точно отражающей основные особенности его геоморфологии - соотношение
площадей и уклонов на подводном склоне.
Региональный анализ рельефа методом батиграфических кривых (рис. 2, 3) позволяет
выделить два преобладающих типа подводного склона - вогнутые и выпуклые. Вогнутые
кверху профили характеризуют типичные регионы береговой зоны океана, не имеющие
значительного поступления наносов со стороны суши. Вогнутые профили распределения
глубин отличаются резким уменьшением площадей, занятых подводным склоном на малых
глубинах. Это свойство связано с соответствующим нарастанием уклонов в верхней части
подводного берегового склона.
Выпуклые профили отвечают современным приустьевым участкам, имеющим значитель¬
ные поступления наносов со стороны суши. Резкий перегиб этих профилей происходит на
глубинах 10-15 м.
Заметна реакция распределения глубин не только на поступление наносов, но и на их
потери. Так, приустьевое взморье р. Чорохи характеризуется усеченностью нижней части
подводного склона. Это связано с проникновением в береговую зону верховьев Чорохского
подводного каньона и потерями значительных объемов обломочного материала, поступаю-
63

Puc. 2. Батиграфические кривые береговой зоны отдельных береговых регионов
По горизонтали - кумулятивные проценты площади подводного склона, по вертикали - глубины (м). 1-14 -
номера батиграфических кривых, соответствующие номерам регионов в таблице; 15 - экспериментальная
кривая профиля динамического равновесия, полученная из лабораторных опытов
м
Рис. 3. Итоговые батиграфические кривые
1 - по всей площади 14 регионов (сечение изобат 5 м), 2 - по всей площади, за исключением приустьевых
областей (сечение изобат 5 м), 3 - батиграфическая кривая подводного склона о. Родригес (Индийский оке¬
ан, площадь 303 км2, сечение изобат Юм)
щего из реки. Столь же усеченную форму нижней части подводного склона имеет и район
Черного моря у м. Искурия. Эта особенность его морфологии связана в основном с добычей
здесь на подводном склоне на глубинах от 8 до 12 метров песков в течение нескольких лет,
что и вызвало изменения морфологии, подобные тем, которые являются следствием потерь
наносов через подводные каньоны.
Районы бывших приустьевых участков, сравнительно недавно лишившихся обильных
источников наносов (например, в районе порта Поти), резко изменили морфометрию в пре¬
делах малых глубин, но сохранили информацию о прошлом на глубинах более 10 м. Наи¬
более интенсивны преобразования по 240-километровому периметру дельты Нила, где в
настоящее время функционирует лишь две протоки, тогда как шесть-семь веков тому назад
существовала и третья протока в центральной части дельты. Всего в историческое время
действовало семь проток Нила. Ограниченный характер влияния поступления аллювиаль¬
ного материала и значительная роль волнения придает батиграфической кривой взморья
Нила промежуточные черты - вогнутую форму в верхней части подводного склона (на глу¬
бинах до 10 м) и слабовыпуклую форму на глубинах более 15 м.
Роль поступления наносов в формировании профиля подводного склона в ходе размыва
волнами песчаного клифа изучалась автором в лабораторных условиях. Соответствующая
батиграфическая кривая динамически устойчивого подводного профиля после длительного
воздействия волн характеризуется значительным сходством с батиграфическими кривыми
дельтовых участков, но отличается от них слабовогнутой формой на малых глубинах.
64

' 0,5	Г,0	TfS	2,0 IgJT
Рис. 4. Зависимость глубин от кумулятивной площади в логарифми¬
ческом масштабе для всей площади, исключая приустьевые области
Поразительное сходство с приустьевыми областями по форме батиграфической кривой
обнаружилось и для кораллового берега о. Родригес (Маскаренские о-ва, Индийский океан).
Особенностью коралловых архипелагов является продукция биогенного рифового материа¬
ла в области малых глубин, который и представляет собой основной источник наносов.
Хотя сечение изобат на карте этого региона составило Юм, основные черты подводного
склона проявились очень выразительно (рис. 3). Форма подводного склона острова была
четко выпуклой с перегибом на глубине 5-10 м. Как видно, перегиб происходил на меньших
глубинах по сравнению с приустьевыми регионами, что обусловлено резким возрастанием
продуктивности коралловых биоценозов с приближением к поверхности - зоне наивысшего
фотосинтеза и вторичной биопродукции. Нижняя часть подводного склона кораллового
берега на глубинах 20-30 м скорее была слабовогнутой.
Таким образом, путем статистического анализа рельефа ряда береговых регионов уда¬
лось показать, что распределение глубин определяется воздействием волнения, а также
условиями питания склона наносами и условиями их потерь. Обнаружено, что время
релаксации некоторых береговых систем с избыточным поступлением наносов к новому
режиму после прекращения питания составляет от нескольких лет до нескольких сотен лет
в зависимости от размера системы и от объема питания наносами, а также^ по-видимому, и
от состава наносов. Выразить аналитически эту комплексную зависимость глубины от
нескольких параметров пока не представляется возможным. Однако статистическая связь
глубины с кумулятивным распределением площадей их распространения определенно
устанавливается. Обратим внимание на то, что если исключить из общего рассмотрения
приустьевые области, то при использовании логарифмической шкалы функция зависимости
глубины от интегральной площади становится линейной (рис. 4). Поиски соответствующего
аналитического выражения привели к заключению, что оно может быть аппроксимировано
уравнением:
н
где Н - глубина, £5- кумулятивный процент площади подводного склона в диапазоне
0
глубин от 0 до Н.
Отклонение вычисленных значений от измеренных соотношений не превышает 0,02.
Полученное соотношение полностью соответствует режимным функциям распределения
высот волн в океане [9], как и закону распределения волновых орбитальных скоростей.
1.	Зенкович В.П. Основы учения о развитии морских берегов. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 710 с.
2.	Леонтьев О.К. Основы геоморфологии морских берегов. М.: Изд-во МГУ, 1961.418 с.
3.	Лонгинов В.В. Динамика береговой зоны бесприливных морей. М.: Изд-во АН СССР, 1963. 379 с.
4.	Сафьянов Г Л. Береговая зона океана в XX в. М.: Мысль, 1978. 263 с.
5.	Сафьянов Г.А. Геоморфология морских берегов. М.: Географ, фак. МГУ, 1996. 400 с.
6.	Horikawa К. (Ed.). Nearshore dynamics and coastal processes. Tokyo, 1988. 515 p.
7.	Komar P.D. Beach processes and sedimentation. Prentice-Hall, 1976. 428 p.
8.	Pethick J. An introduction to coastal geomorphology. London, 1984. 260 p.
0,82
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
3 Геоморфология, № 2
65

9.	Крылов Ю.М. Спектральные методы исследования и расчета ветровых волн. Л.: Гидрометеоиздат,
1966. 255 с.
10.	Silvester R. Sediment movement beyond the breaker zone // Civ. Eng. Trans. Inst. Eng. Austral. 1970. V. 12.
№ 1. P. 63-71.
11.	Сафьянов Г А. Динамика береговой зоны морей. М.: Изд-во МГУ, 1973. 172 с.
12.	Руссо Г.Е., Сафьянов ГА., Хорава С.Г. Влияние изъятий пляжеобразующих наносов на динамику при¬
устьевого взморья р. Чорохи // Геоморфология. 1988. № 3. С. 66-70.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	09.12.97
DEPTH DISTRIBUTION REGULARITIES OF THE SUBAQUEOUS BANK SLOPES
BUILT UP BY DRIFT SOIL
G.A. SAFYANOV
Summary
Cartometry of 14 shorelands regions showed the main regularities of submarine slope depths. In the presence of
drifting silt loads and lack of their supply from the land, depth distribution is fitted by logarithmic function. This
corresponds to the mode functions of wave height distribution and of orbital wave velocities. Relaxation of some
coastal systems in response to changes of supply takes from several years to hundreds of years.
УДК 551.435.1(470.32)
© 1999 г.	В.Г. ЩЕПИЛОВ
ИССЛЕДОВАНИЕ РАСЧЛЕНЕННОСТИ ТЕРРИТОРИИ
ЦЕНТРАЛЬНОЧЕРНОЗЕМНОЙ ЗОНЫ
Введение
В сельском хозяйстве проведение различных изысканий, проектирование систем земле¬
делия, перенос проектов в натуру и их реализация, оценка урожая сельскохозяйственных
культур и продуктивности агроландшафтов в целом неизбежно сопряжены с исполь¬
зованием морфометрических показателей рельефа. Система морфометрических
показателей многосторонне характеризует объект [1]. И все же для целей ландшафтного
земледелия и оценки эрозионной опасности территорий, на наш взгляд, ведущей морфо¬
метрической характеристикой является густота долинно-балочной сети.
С.И. Сильвестров [2] при разработке эрозионного коэффициента определил тенденции
прямой зависимости местного базиса эрозии от уровня горизонтального расчленения
территории. Аналогичные данные получены в Курской области [3], согласно которым глу¬
бина балок может изменяться в зависимости от расчлененности территории. Л.Е. Сетунская
[4], оценивая в баллах длину линий стока, уклоны, характер угодий, тем самым син¬
тезировала уровень эрозионного расчленения территории.
В условиях лесостепного ландшафта Среднерусской возвышенности байрачные леса и
сопряженные с ними небольшие присетевые участки насаждений занимают 85% лесо¬
покрытой площади. Таким образом, пространственное размещение лесов является в опреде¬
ленной степени индикатором густоты балочной сети. В Центральночерноземной зоне
имеется богатый опыт полезащитного лесоразведения. Некоторые уникальные объекты
лесных полос утвердились как грандиозный географический эксперимент [5]. Статус уни¬
66

кальности обусловлен не только климатом, но и в равной степени рельефом, а для
Среднерусской возвышенности всхолмленность территории является определяющим факто¬
ром в размещении, конструкциях лесополос.
Исследования лесистости территории в целом, и пашни в частности [6] и связи их с
рельефом носят описательный характер, а именно, говорится о рельефе слабой, средней и
сильной всхолмленности. В данной работе исследования полезащитной лесистости при¬
урочены к территориям с определенными показателями густоты долинно-балочной сети. С
учетом расчлененности в земледелии конструируются экологически безопасные контуры,
определяются параметры полей, оптимизируется продуктивность, агроландшафтов целых
территорий с определенными морфометрическими и эрозионными характеристиками
рельефа.
Методика
В Курской области, в условиях Среднерусской возвышенности, расчлененность изучалась
в комплексе со всеми компонентами лесоаграрного ландшафта. Для этих целей были прив¬
лечены чертежи проектов внутрихозяйственного землеустройства масштаба 1: 10000 на все
500 хозяйств области, а также карты Всесоюзного института сельскохозяйственных аэро¬
геодезических исследований (фотопланы) того же масштаба и в том же количестве, топо¬
графические карты и планы лесонасаждений масштаба 1 : 25000. Путем уменьшения черте¬
жей проектов в 80 раз и последующего монтажа составлялась схема балочной и речной
сети. С помощью курвиметра проводились замеры протяженности долинно-балочной сети.
В каждом проекте протяженность относилась к соответствующей площади. Полученные ве¬
личины расчлененности группировались, соотношение площадей выделенных групп (км2, %)
характеризовало расчлененность территории (табл. 1). По схеме балочной и речной сети
проведено районирование и составлена соответствующая карта (рис. 1).
По чертежам проектов землеустройства определялась площадь оврагов и распределя¬
лась в соответствии с принятыми градациями густоты долинно-балочной сети (табл. 2). По
материалам проектов землеустройства определялась площадь полезащитных, водорегули¬
рующих и прибалочных лесополос. Отношение площади лесных полос к площади пашни
характеризует полезащитную и противоэрозионную лесистость данных угодий. В карто¬
метрической работе необходимым сопутствующим и уточняющим документом являлись
фотопланы. Именно из этих материалов получались сведения об оврагах и балках в мас¬
сивах лесов и характеристика самих лесов по условиям рельефа, сведения о параметрах
внешнемасштабных узких лесных полос.
Рис. 1. Карта районирования территории Курской области по густоте долинно-балочной сети, км/км2
1 - 0-0,45, 2 - 0,46-0,85, 3 - 0,86-1,25, 4 - 1,26-1,65
3*
67

ТаблицаJ
Распределение территории Курской области по густоте долинно-балочной сети
Расчлененность
0-0,25
0,26-0,45
0,46-0,65
0,66-0,85
территории, км/км2
Площадь, км2
3905,0
3572,0
5941,2
6128,3
%
12,2
11,6
18,6
19,1
Расчлененность
0,86-1,05
1,06-1,25
1,26-1,45
1,46-1,65
территории, км/км2
Площадь, км2
7196,2
4265,1
381,7
506,6
%
22,7
13,0
1,2
1,6
Таблица 2
Влияние расчлененности на овражность территории Курской области
Расчлененность
территории, км/км2
0-0,25
0,26-0,45
0,46-0,65
0,66-0,85
Площадь оврагов, га
78,1
285,7
1366,4
1899,7
%
0,02
0,08
0,23
0,31
Расчлененность
0,86-1,05
1,06-1,25
1,26-1,45
1,46-1,65
территории, км/км2
Площадь оврагов, га
3094,3
2473,7
408,4
638,3
%
0,43
0,58
1,07
1,26
В основу районирования территории Курской области по площади естественной ле¬
систости положена карта размещения государственных и колхозных лесов. При опре¬
деленном опыте представление о рельефе можно получить по раскраске древесных пород
на планах лесонасаждений в пойме, на песчаной террасе, второй надлуговой террасе, на
склонах с хорошо развитой балочной сетью. Более того, байрачные леса выделяются по
своей конфигурации и ориентировке. К ситуации распознания рельефа по составу лесо¬
насаждений и распространению лесов в пространстве можно, для примера, отнести слова
А.М. Берлянта [7, с. 21]: "...опытный геоморфолог, зрительно анализируя структуру карто¬
графического образа, способен вполне однозначно оконтурить на карте аномальные
участки". Для получения объективных данных по продуктивности агроландшафтов были
привлечены материалы годовых отчетов хозяйств за последние 10 лет.
Картографические и морфометрические исследования ландшафтов Окско-Донской низ¬
менной равнины проводились по проектам внутрихозяйственного землеустройства и фото-
планам Воронежской и Липецкой областей.
Результаты исследований
В Курской области наибольшее распространение имеет расчлененность 0,86-1,05 км/км2
(22,7%). Анализ характера расчлененности 40 водосборов малых рек (средняя площадь
15 тыс. га) показал, что густота долинно-балочной сети от 0,46 до 1,05 км/км2 имеющая по
распространению наибольший удельный вес, характеризует, как правило, среднюю и
верхнюю части водосборных бассейнов. Протяженность долинно-балочной сети в 22544 км
дополняется овражной сетью в 10404 км. Формально это увеличивает среднюю расчле¬
ненность с 0,76 до 1,03 км/км2. Однако фактически в приращении расчлененности терри¬
тории участвуют только склоновые овраги, протяженность которых в области составляет
1708 км. Какой бы ни была трансформация овражной сети (по видам) на территории
Курской области очевидно, что с ростом густоты речных долин и балок растет овражность
68

как процентное выражение площади оврагов
(табл. 2, рис. 2). Сторонники концепции В.В. До¬
кучаева [8] ”от оврага через балку к долине” при
анализе рис. 2, вероятно, обратят внимание, в
первую очередь, на обратную связь - с ростом
овражности растет расчлененность территории.
Экстремальная для Курской области расчле¬
ненность долинно-балочной сетью 1,65 км/км2 и
дополненная склоновыми оврагами в прикладном
аспекте означает резкое падение продуктивности
агроландшафтов и характеризуется минимальны¬
ми показателями урожайности сельскохозяйст¬
венных культур - озимой пшеницы 7-12 ц/га (в
разные годы), сахарной свеклы 70-90 ц/га.
Береговые овраги на отдельных участках бал¬
ки достигают густоты до 20 км/км2, местами сое¬
диняются, вызывая оползни, обвалы. Снижается
общая устойчивость склонов, территории. В этих
условиях даже законченная система лесных полос
малоэффективна. Такие разрушенные ландшаф¬
ты площадью 4-6 тыс. га имеют место в верхних,
наиболее расчлененных частях бассейнов малых
рек. Земледелие, построенное на ландшафтной основе, больше выиграет, если сильно
разрушенные эрозией территории полностью переводить в лесные угодья. Для сравнения
отметим, что хозяйства, землепользования которых расположены на ровных территориях
вторых надлуговых террас и прилегающих небольших по площади участках более высокой
террасы, получают 33-38 ц/га озимой пшеницы и 300-350 ц/га сахарной свеклы.
Исторически сложившееся преобладание байрачных лесов в Курской области позволяет
установить их геоморфологическую обусловленность. Особенно наглядна подчиненность
лесистости условиям рельефа на карте районирования (рис. 3). Даже в малолесной
восточной зоне области очевидна концентрация массивных лесов по бассейнам малых рек
или истокам более крупных (Оскол, Ведуга). Так или иначе, а по контурам повышенной
лесистости можно выделить бассейны рек.
Рис. 2. Изменение овражности территории, % в
зависимости от густоты долинно-балочной сети
Рис. 3. Карта районирования территории Курской области по площади естественной лесистости, %
1 - 0-3,2 - 3,1-6,3 - 6,1-9,4 - 9,1-12,5 - 12,1-15, 6 - отдельные лесные массивы
69

В западной зоне Курской области рас¬
члененность территории, а вместе с тем и
лесистость, значительно выше и потому
предельные категории лесистости объеди¬
няют сразу несколько бассейнов малых рек
по правобережью Сейма, Псёла, Свапы*. В
Курской области возможны и "лесные ано¬
малии" - значительные по площади (5-10
тыс. га) лесные угодья, приуроченные, как
правило, к спокойному рельефу.
В ландшафтном земледелии контуры по¬
лей и лесные полосы - неразделимые эле¬
менты. Интегральным выражением зависи¬
мости систем защитных лесонасаждений от
условий рельефа является график лесистос¬
ти пашни при разных значениях расчленен¬
ности территории (рис. 4). При малой рас¬
члененности (преимущественно на вторых
надлуговых террасах) доминирует строгая
Рис. 4. Изменение полезащитной и противоэрозионной геометрия ветроломных полос в виде пря-
лесистости пашни, % в зависимости от густоты моугольников. С нарастанием расчленен-
долинно-балочной сети, км/км2	ности, увеличением густоты балок, система
1 - полезащитные полосы, 2 - противоэрозионные полезащитных полос трансформируется в
водорегулирующие и прибалочные полосы	одиночные водораздельные полосы, что
численно выражается в снижении полеза¬
щитной лесистости пашни. И наоборот, с ростом расчлененности увеличивается площадь
пашни, отводимая под водорегулирующие и прибалочные лесополосы, что находит выра¬
жение в возрастании противоэрозионной лесистости. С позиций устойчивости территории к
разрушению потоками талых и ливневых вод большой интерес представляют ландшафты
Окско-Донской низменной равнины. Долинно-балочная сеть здесь существует, в том числе и
на низменных равнинах. Однако характер ее ветвления, вся морфометрия территории
принципиально отличаются от рассмотренного региона Курской области. Экстремальными
геоморфологическими показателями по выровненности территории характеризуется
Панинский район Воронежской области (табл, 3). При расчлененности 0,5-0,6 км/км2
площадь участков крутизной до 1° достигает здесь максимального для Окско-Донской рав¬
нины значения - 78,3% (для Среднерусской возвышенности - 41%). Такие морфомет¬
рические характеристики территории обусловливают наименьшую по региону овражность -
0,08%. Балки в районе едва выражены, глубина их 5-7 м. Площади настолько слабо-
эродированы, что в проектах внутри хозяйственного землеустройства нет даже статьи по
Таблица 3
Распределение площади районов Окско-Донской низменной равнины (%) по крутизне склонов
и влияние соотношения угодий на овражность территории
Район
Овражность, %
(отношение
площади
оврагов к
площади
районов)
Площадь районов, %
до 1°
1-2°
2-3°
3-5°
5-7°
7-10°
10-15°
Панинский
0,08
78,3
13,7
4,7
2,6
0,6
0,1
Усманский
0,1
76,9
14,6
4,9
2,7
0,7
0,2
-
(Липецкая обл.)
Эртильский
0,19
74,8
14,0
5,5
2,9
1,9
0,8
0,1
Аннинский
0,53
69,9
15,5
5,7
4,0
3,5
1,0
0,4
Таловский
0,58
67,1
20,3
6,1
2,8
2,1
1,1
0,5
70
Густота долинно - Палочной cemut км/км1

закреплению овражно-балочных земель. Ложбины здесь распахиваются. За свою выров-
ненность некоторые участки площадью 7-10 тыс. га названы лиманами. На юго-восток от
Панино, в Таловском районе, морфометрия заметно меняется. Площадь участков крутизной
до 1° уменьшается до 67,1%. Глубина балок возрастает до 12-15 м. На фоне той же
расчлененности территории долинно-балочной сетью резко возрастает овражность.
Параметры балок, их эрозионное состояние явились причиной для развертывания НИИ
сельского хозяйства им. В.В. Докучаева сети научных опытов по Освоению овражно¬
балочных угодий.
Заключение
"Система земледелия Курской области" [9] 1982 г. в свое время была признана одной из
лучших в стране. Ее характерной чертой было использование при оптимизации контуров и
параметров полей, при разработке эффективных технологий и средств мелиорации
морфометрических показателей рельефа. На современном этапе ландшафтного земледелия
еще больше возрастает роль геоморфологической науки, и свои исследования мы старались
приблизить к потребностям сельского хозяйства.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Ермоленко Н.Н. Опыт морфометрической классификации рельефа центра Русской равнины // Изв.
Воронеж, пед. ин-та, 1975. Т. 166. С. 17.
2.	Сильвестров С.И. Рельеф и земледелие. М.: Сельхозгиз, 1955. 65 с.
3.	Щепилов В.Г. Рельеф и оврагообразование // Повышение экономического плодородия почв и защита их
от эрозии. Курск: 1985. С. 39-42.
4.	Сетунская Л.Е. Опыт количественной оценки факторов, влияющих на активность оврагов //
Количественные методы в геоморфологии (Вопросы географии. Сб. 63). М: Географгиз, 1963. С. 133-137.
5.	Милъков Ф.Н. Каменная степь в прошлом и настоящем (географические аспекты векового эксперимен¬
та) // Изв. Рус. геогр. о-ва. Т. 124. Вып. 4. 1992. 316 с.
6.	Харитонов Г .А. К методике определения площади ландшафтов // Защитное лесоразведение. Вып. 37.
Волгоград, 1962. 153 с.
7.	Берлянт А.М. Морфометрические исследования в СССР: состояние, проблемы, перспективы //
Геоморфология. 1984. № 2. С. 15-24.
8.	Докучаев В.В. Способы образования речных долин Европейской России. СПб., 1873. 223 с.
9.	Система земледелия Курской области. Курск: 1982. 204 с.
ВНИИЗПЭ, Курск	Поступила в редакцию
20.10.97
LAND SURFACE DISSECTION IN THE CENTRAL-BLACKEARTH ZONE
*	V.G. SCHEPILGW
Summary
Morphometric investigations of the Kursk district territory showed the influence of valley-balka network density on
the gully development, wood lots distribution, location and areas of field-protecting and erosion control forestation.
71

УДК 551.436.4(571.54)
© 1999 г. А.А. ЩЕТНИКОВ
ВЕРШИННЫЙ ПОЯС ГОР ЮГО-ЗАПАДНОГО ПРИБАЙКАЛЬЯ1
На протяжении почти полутора веков не ослабевает научный интерес к Юго-Западному
Прибайкалью. И объясняется это не только тем, что регион до сих пор остается недо¬
статочно изученным, - здесь мы можем видеть эталонное выражение морфотектоники и
рельефа Байкальской рифтовой зоны. В полной мере это относится к Тункинскому рифту с
его горным обрамлением, состоящим из наклонного горста Тункинских Гольцов и
сводового поднятия Хамар-Дабана.
Наши знания о новейшей тектонике региона благодаря работам В.А. Обручева,
Н.А. Флоренсова, Г.Ф. Уфимцева и др. исследователей обрели в целом почти законченную
форму. Но его геоморфология известна гораздо хуже. Интереснейший компонент
морфологических ландшафтов гор Юго-Западного Прибайкалья - их вершинный пояс.
Тункинские Гольцы
Тункинские Гольцы представляют собой крайний юго-восточный и один их самых
высоких хребтов Восточного Саяна. Средние высоты поднятия находятся в пределах 2500-
2700 м, а высшей его точкой считается безымянная вершина с отметкой 3284 м. Протягива¬
ясь в субширотном направлении почти на 140 км, цепь Тункинских Гольцов имеет хорошо
выраженную форму наклонного на север горста шириной 25-30 км. Из всех горных
поднятий рифтовой зоны Тункинские Гольцы отличаются наибольшей монолитностью, что
подчеркивается высокими сбросовыми уступами, ограничивающими их. Хребет лишь в двух
местах рассечен значительными сквозными разломами, вдоль которых заложены долины
рек Кынгарги и Ихе-Ухгуни. В основном же здесь распространены короткие, хуже
выраженные в рельефе, дизъюнктивные нарушения [1].
В формировании рельефа Тункинских Гольцов существенное значение имело древнее
оледенение (рис. 1). Они характеризуются резкой расчлененностью (более 1000 м), гос¬
подством свежих форм, обработанных льдом и слабо затронутых эрозией. Основные формы
рельефа - глубокие и длинные (до 36 км) троги с многочисленными ригелями и висячими
долинами, кары, острые гребни и карлинги. Лишь на северо-западе хребта верхний ярус
рельефа приобретает сглаженные очертания, что еще С.В. Обручев [2] объяснял сохран¬
ностью остатков слаборасчлененного древнего рельефа. В других местах доорогенная
поверхность выравнивания не сохранилась.
По М.В. Тронову [3], основными факторами оледенения являются ороклиматические и
морфологические особенности территории. Рельеф исследуемого района во время поздне¬
четвертичного оледенения, согласно Н.А. Флоренсову [4] и др. исследователям, практиче¬
ски не отличался от современного. Принципиальная схема циркуляции атмосферы и,
следовательно, основные черты климата в то время были также подобны современным [5].
Поэтому есть основания считать, что особенности распределения осадков в эпоху послед¬
него оледенения были схожими с нынешними.
Тункинские Гольцы располагаются почти перпендикулярно по отношению к влагоне-
сущим воздушным массам, но их западный фланг попадает в орографическую зависимость
от лежащих севернее поднятий, которые перехватывают значительную долю осадков.
Поэтому северо-западный наветренный склон и в целом восточная часть Тункинских
Гольцов более увлажнены, чем юго-восточный склон и западная часть. Следы оледенения
подчиняются тем же пространственным закономерностям.
Оледенение южного сбросового (и потому короткого и крутого) склона хребта было
сравнительно небольшим карово-долинным и каровым. Там, где верховья рек (бывшие
эрозионные воронки) были обработаны каровыми и карово-висячими ледниками, истоки
рек сместились из каров к основаниям ригелей, не прорезанных реками до настоящего
времени. Причина этого, по всей видимости, не только в малой водности рек южного
склона, но и в особенностях его тектонического строения, основным элементом которого
является главный сместите ль зоны краевого сброса Тункинской рифтовой долины - стенки
1 Работа выполнена при финансовой поддержки РФФИ (проект № 97-05-64352).
72

—ш—
'/ц\\
/' м'\
' 111 * М
J ЕЗ4 Ш1 [Z>
Н7
Рис. 1. Геоморфологическая схема вершинного пояса Тункинских Гольцов в районе бассейна р. Кынгарга
7 - предгорный откос (система слившихся конусов выноса), 2 - цокольная часть конуса выноса, 3 -
базальные фасеты сбросового уступа, 4 - стенки каров, 5 - днища каров и троговых долин, 6 - ледниковые
озера, 7 - ригели, 8 - флювиальные долины, 9 - молодой сместитель в подошве сбросового уступа.
Цифрами в кружках обозначены: 1 - р. Первая Шихтолайка, 2 - р. Вторая Шихтолайка
Я* Е3‘
ригелей заложены по частным сместителям нагорной части зоны этого молодого сброса,
что поддерживает их морфологическую сохранность.
Особенно хорошо такую отделенность каров от долинных комплексов можно наблю¬
дать восточнее р. Кынгарги, где практически каждая из рек начинается у оснований
каровых уступов (ригелей). Только р. Харимта вытекает из большего ледникового цирка
(2,5 X 3,5 км). Благодаря его размерам, в 3-4 раза превышающим остальные цирки, он
собирает значительное количество воды, и верховья реки обладают достаточным эрозион¬
ным потенциалом.
В этом районе Тункинских Гольцов днища каров находятся на едином высотном уровне
около 1800 м. В некоторых местах кары расширились и слились днищами, образовав
выравненные участки, напоминающие каровые педименты [6]. Там, где уровень днищ каров
совпадает с поверхностями промежуточных ступеней, такие участки становятся особенно
выразительными, как, например, в верховьях рек Первой и Второй Шихтолаек, а также
Булука и Туботы. Западнее кары располагаются ступенчато, а нижняя граница их распро¬
странения постепенно поднимается до 2400 м.
73

Сами кары морфологически выражены очень плохо. Их стенки часто сильно разрушены,
а днища заняты обвально-осыпными массами, которые перекрывают старые морены и
ригели. Примером могут служить сопряженные и схожие по форме кары в верховьях
рр. Первой и Второй Шихтолаек. Эти кары-близнецы в плане имеют сильно вытянутую
форму; их длина превышает 1800 м, при ширине около 700-800 м. В целом, кары
ориентированы на юг, хотя и состоят из участков различной экспозиции. Их верхние
участки открываются на юго-восток, затем днища каров коленообразно изгибаются, меняя
свою ориентацию на северо-западную, а заканчиваются кары, открываясь строго на юг.
Стенки каров высотой 100-150 м более чем на половину прикрыты осыпями, которые
питают каменные глетчеры, занимающие днища каров. Последние, имея длину около
километра, не выходят за пределы каров, заканчиваясь у ригелей; Их фронтальные части
имеют вид высоких (до 30 м) валов, у подножия которых находятся небольшие озера. В
одном из каров в верховьях р. Первая Шихтолайка каменный глетчер одним своим концом
прислоняется к полузасыпанной морене, располагающейся у восточного борта кара.
Большую часть морены покрывает обвально-осыпные конуса. Во многих карах моренные
образования засыпаны полностью и нигде не обнажаются.
На северном склоне поднятия плейстоценовое оледенение было более масштабным и
носило преимущественно дендритовый характер. Ледниковый рельеф здесь отличается
более свежими формами и не обособлен от долинных комплексов, как на противоположном
склоне.
Реки северного склона значительно полноводнее и в большинстве своем берут начало в
карах, зачастую вытекая из ледниковых озер. Их долины - это крупные хорошо
выработанные троги, такие как Билютайский (длиной 25 км), Ара-Ошейский (32 км),
Шумакский (36 км) и др., оперяющие главный Китойский трог. Последний собирал лед со
всего склона Тункинских Гольцов, а так же с южного склона Китойских Гольцов и,
согласно В.Н. Олюнину [1], был выработан самым длинным ледником Восточного Саяна в
пределах Бурятии.
Так же, как и на южном склоне, нижняя граница каров здесь повышается с востока на
запад - от 1600 м до 2200 м, отражая изменения характера увлажнения склонов.
Наши материалы о экспозиции каров Тункинских Гольцов (табл. 1) подтверждают
зависимость, установленную Л.Н. Ивановским [7] для Восточного Саяна в целом, располо¬
жения каров от розы ветров, которая является зеркальным отражением их распределения,
что объясняется решающим влиянием на развитие каров перераспределения снега.
Таблица 1
Экспозиция каров Тункинских Гольцов
Экспозиция
С
СВ
сз
Ю
юв
ЮЗ
3
В
Всего
каров
Число каров
125
144
45
57
63
46
25
30
534
%
23,3
27,0
8,7
10,4
11,8
8,5
4,8
5,6
100
/
Тункинско-Китойское среднегорье расположено в верховьях р. Иркут и обрамляет
Ильчир-Китойскую нагорную впадину [8], открывающуюся на запад в Окинское плоско¬
горье с высотами 1900-2000 м. На бортах впадины распространены гольцовые уплощенные
поверхности с вложенными в них широкими троговыми долинами. Отдельные гольцы
имеют караваеподобный облик. При значительно меньшем, чем в Тункинских Гольцах
вертикальном (до 400 м) и горизонтальном расчленении абсолютные высоты среднегорья
достигают 2500 м. Все это сильно напоминает ландшафты Окинского плоскогорья.
Выравненные вершины гольцов изъедены многочисленными, но небольшими по протя¬
женности гольцовыми террасами и нивальными нишами и сплошь покрыты каменными
россыпями и структурными грунтами. Причем полигоны последних в прибровочных частях
склонов часто имеют вытянутую форму, указывающую на активизацию процессов
смещения грунтов при увеличении крутизны склонов.
В формировании рельефа этого района существенную роль, бесспорно, играло древнее
оледенение. Однако покровным, как указывает В.Н. Олюнин, оно, скорее всего, не было.
74

Сглаженная вершинная поверхность гор здесь хотя внешне и кажется обработанной
ледником, но следов его деятельности на обширных водоразделах не обнаружено, зато
широко представлены формы рельефа, свидетельствующие об интенсивной и длительной
гольцовой планации, наложенной, по всей видимости, на древнюю поверхность вырав¬
нивания. Роль последней в формировании вершинного пояса становится все более за¬
метной ближе к западной части среднегорья, где преобладает пологоволнистый рельеф
междуречий.
Хамар-Дабан
Хребет Хамар-Дабан протягивается более чем на 500 км от дельты р. Селенги до оз. Хуб-
сугул, обрамляя с юга Тункинский рифт и Южно-Байкальскую впадину. Максимальной
высоты хребет достигает в западной части (гора Байшинт-Ула 2994 м); на восток он плавно
понижается, и в Приселенгинской части его высоты приближаются к 1400-1500 м. В отли¬
чие от монолитного горста Тункинских Гольцов Хамар-Дабан сложное поднятие. Он состо¬
ит из трех сводов: Большой, Восточный и Малый Хамар-Дабаны. Первые два разделены
Снежнинским глыбовым поднятием (междуречье Снежной и Мишихи) и кулисообразно
сопряжены со сводом Малого Хамар-Дабана [9]. Характер вершинного пояса каждой из
этих неотектонических структур различен, но в главной мере это относится к наибольшей
из них - своду Большого Хамар-Дабана.
Большой Хамар-Дабан. Это поднятие представляет собой западную и наиболее высокую
часть хребта. В нем можно выделить четыре геоморфологических района.
Хибин-Дзалу-Уриин-Сарьдигский район располагается восточнее реки Ур-Гол. Это
обширное пологонаклонное на юг вулканическое плато с незначительным (200-250 м)
вертикальным расчленением. Средние высоты здесь колеблются в пределах 2250-2300 м, а
максимальные поднимаются до 2534 м. Для рельефа плато характерны многочисленные
столовые горы с широкими и плоскими водораздельными пространствами, часто заболо¬
ченными и обработанными интенсивной гольцовой планацией, сформировавшей типичный
для этой территории террасированный ландшафт. Совершенно отсутствуют ледниковые
формы.
Харагульский район находится в междуречье Ур-Гола и Зун-Мурина. Это наиболее
массивный и возвышенный горный узел Хамар-Дабана со средними отметками более 2400 м
(максимальная 2994 м). В этом районе вершинная поверхность северного склона хребта,
обращенная к Тункинской котловине, несколько отличается от таковой южного склона.
Вершинной поверхности южного склона свойственны округлые формы междуречий и
отсутствие ледниковых форм. Верхний ярус рельефа северного склона имеет уплощенные
очертания. Наиболее возвышенные участки в верховьях рек Уругудей, Харагул, Харибяты,
Зун-Мурин и Кырен, согласно Г.А. Постоленко [10], являются древней поверхностью
выравнивания. По аэрофотоснимкам здесь хорошо дешифрируются следы активных
морозно-солифлюкционных процессов, создавших характерный ребристый микрорельеф
солифлюкционных террас. Ниже, на высотах 1600-1800 м на некоторых гребнях боковых
отрогов встречаются уплощенные поверхности вулканического генезиса [11]. Их созда¬
ние связывается с бронирующим влиянием относительно редких здесь базальтовых
покровов.
В этом районе древнее оледенение затронуло только самые высокие приводораздельные
пространства. Следы ледниковой обработки часты в верховьях рек (рис. 2). Кары
распространены спорадически, но все они обладают четкими, свежими формами. Причина
этого - их врезанность в довольно плоские междуречья, что, согласно Л.Н. Ивановскому
[7, 12], предотвращает кары от быстрого засыпания.
Хангар-Ульский район - мощный горный узел, образованный в месте сочленения
Большого Хамар-Дабана с хребтами Хангар-Ульским и Тумусун (максимальные высоты до
2396 м). В тектоническом отношении он является обширным прогибом, заполненным
неоген-четвертичными покровами базальтовой лавы и впоследствии вовлеченным в
интенсивное поднятие [11]. Базальты образуют крупные поля причудливых очертаний,
столовые горы и небольшие "шапки" - отпрепарированные денудацией остатки некогда
сплошного покрова. Широкое развитие получили в этом районе процессы альтипланации,
поэтому в рельефе вершинного пояса сочетаются плоские террасированные поверхности,
расчлененные короткими ложками, широкие заболоченные седловины, а также нивацион-
ные останцы. Существенный элемент ландшафтов - каменные поля и потоки.
75

Рис. 2. Геоморфологическая схема вершинного пояса хр. Хамар-Дабан, Харагульский район
1 - древняя поверхность выравнивания.
Остальные условные знаки см. рис. 1
На высоте 1600-1800 м, уже под пологом леса, распространены обширные (до 25 км2)
сарамы - плоские приводораздельные поверхности отрогов, окаймляющие рассматри¬
ваемый район с севера. М.Е. Медведев считает сарамы реликтами миоцен-нижнеплейсто-
ценовых понижений, осложняющих древнюю поверхность выравнивания [11]. Их образо¬
вание он связывает с неравномерностью сводового воздымания Хамар-Дабана.
На пологовогнутых поверхностях сарамов обнаружены крупнообломочные аллювиаль¬
но-делювиальные образования и тонкозернистые озерно-болотные отложения. Вовлечен¬
ные в поднятия сарамы в вершинном поясе среднегорья напоминают заболоченные пони¬
жения с небольшими мелкими озерами, отделенными от основного склона невысокими
водораздельными гривами. Относительные высоты в пределах сарамов превышают 100 м.
Древнее оледенение Хангар-Ульского района было весьма схоже с оледенением Хара-
гульского района: немногочисленные, но обладающие четкими очертаниями ледниковые
кары приурочены к наиболее высоким водоразделам северного склона. Однако по
сравнению с предыдущим районом, оледенение здесь было несколько лучше развито и
следы ледниковой обработки встречаются чаще.
Утулик-Снежнинский район расположен между рр. Утулик и Снежная. Для него харак¬
терно глубокое и резкое расчленение. Высоты горных вершин достигают 2200-2375 м.
Верхний ярус рельефа наиболее высоких междуречий имеет алЬпинотипный вид. В вер¬
ховьях р. Снежной, где преобладают плоские поверхности, согласно В.Н, Олюнину [13, 14]
располагалось большое ледниковое поле, от которого во все стороны спускались ледни¬
ки. Однако до Байкала они не доходили, как впрочем и остальные ледники Хамар-Дабана
[15].
Снежнинское глыбовое поднятие, расположенное в междуречье Утулика и Снежной,
резко отличается от остального Хамар-Дабана и своим морфотектоническим строением и
рельефом вершинного пояса; в этом отношении оно гораздо ближе к Тункинским Гольцам,
чем к самому Хамар-Дабану. Только наиболее возвышенные участки вершинного пояса
Утулик-Снежнинского района сопоставимы по рельефу с этим поднятием.
Абсолютные высоты достигают 2316 м (г. Сохор). Горы резко и глубоко расчленены
ледниковой эрозией; черты рельефа типично альпийские - с карами, трогами, острыми
пиками и гребнями. Из всех районов Хамар-Дабана этот подвергался наибольшему
оледенению.
Велико значение в морфогенезе Снежнинского поднятия лавинной денудации. Согласно
С.С. Воскресенскому и Е.С. Трошкиной [16] она достигает здесь максимального развития во
всем Хамар-Дабане.
76

Восточный Хамар-Дабан. Его сглаженные вершины лишь изредка поднимаются выше
границы леса, достигая отметки 1606 м (голец Бильчир). Хорошо сохранившиеся остатки
древней поверхности выравнивания можно встретить практически на всех водоразделах. В
осевой части хребта на поверхности выравнивания иногда встречаются реликтовые
гольцовые формы - курумные поля и потоки. Подобные реликты широко распространены
по всему Забайкалью. Их образование, по мнению Ю.Г. Симонова [17], следует относить ко
времени последнего оледенения, когда граница леса понижалась. Следов оледенения
Восточный Хамар-Дабан не несет.
Малый Хамар-Дабан протягивается в субширотном направлении более чем на 200 км,
окаймляя с юга все остальные поднятия Хамар-Дабана. Его вершины, сплошь покрытые
лесом, достигают 2079 м и имеют типичную для Забайкалья уплощенную форму. Однако
доорогенная поверхность выравнивания сохранилась только в узкой осевой части хребта
[10], а уплощенные междуречья боковых гребней - это реликтовые поверхности гольцовой
планации.
Оледенение Хамар-Дабана в целом было небольшим [2, 18, 16]. Среди главных его
особенностей наиболее характерна обратная зависимость размеров оледенения от высоты
поднятия (абсолютные высоты хребта увеличиваются с востока на запад, а роль
гляциальных процессов в обработке рельефа вершинного пояса увеличивается в обратном
направлении). Эта ситуация хорошо иллюстрирует зависимость развития оледенения от
условий увлажнения. Северные наветренные склоны Снежнинского поднятия и Утулик-
Снежнинского района Большого Хамар-Дабана наиболее увлажнены (до 1564 мм [9]), и
здесь же мы видим следы наибольшего оледенения. Западная часть Хамар-Дабана находится
в орографической тени высоких поднятий Восточного Саяна, которые перехватывают
значительную долю влаги. Количество осадков здесь повсеместно не превышает 500 мм
[20], и оледенение было сравнительно небольшим.
Экспозиция каров, судя по материалам Г.В. Алешина [21], в Хамар-Дабане (табл. 2) еще
больше зависит от перераспределения снега, чем в Тункинских Гольцах; увеличивается
доля каров юго-восточного и юго-западного румбов и уменьшается северного и северо-
восточного. Нижняя граница распространения каров также отражает характер увлажнения
склонов: ее высота увеличивается с востока на запад; на северном склоне она изменяется с
1400 до 2200 м, а на южном с 1500 до 2400 м.
Таблица 2
Экспозиция каров Хамар-Дабана
Экспозиция
С
СВ
СЗ
ю
ЮВ
ЮЗ
3
В
Всего
каров
Число каров
24
25
23
15
56
24
13
34
214
%
11,21
11,5
10,3
7,0
27,5
11,2
6,1
15,2
100
Таким образом, черты рельефа верхних ярусов Хамар-Дабана отражают главным
образом местные климатические условия. Часть хребта, не попадающая в орографическую
зависимость от Тункинских Гольцов, имеет альпинотипный рельеф вершинного пояса (это
не относится к своду Восточного Хамар-Дабана, который не достигал хионосферы из-за
своей малой высоты), большая же часть хребта, находится в орографической тени и имеет
сглаженные черты верхних ярусов рельефа, обусловленные деятельностью гольцового
морфогенеза в условиях резко континентального климата.
На формирование вершинной поверхности хребта большое влияние оказал и кайно¬
зойский вулканизм, определивший характерный столовый рельеф и высокую террасиро-
ванность склонов значительной части Хамар-Дабана. Последнее - следствие слоистости
базальтовых покровов, предрасполагающее к развитию гольцовой альтипланации.
Заключение
Вершинный пояс гор Юго-Западного Прибайкалья разнообразен по морфологии. В
Тунинских Гольцах он имеет альпинотипный характер, а в хребте Хамар-Дабан - гольцовый
(преобладают уплощенные или чуть выпуклые вершины). Исключение представляют
краевые участки хребтов, где рельеф вершинного пояда зеркально меняется. На северо¬
77

западе Тункинских Гольцов и в сопряженной с ними части Китойских Гольцов он при¬
обретает сглаженные очертания, тогда как восточная часть Хамар-Дабана характеризуется
альпинотипными формами.
Подобная геоморфологическая ситуация (соотношение особенностей строения верхних
ярусов рельефа на крыльях Байкальского рифта) в вершинном поясе гор центральной части
Юго-Западного Прибайкалья - горного обрамления Тункинской рифтовой долины -
свойственна не только этой секции Байкальской рифтовой зоны. В.С. Преображенский [22]
описывает принципиально схожие черты в рельефе вершинного пояса гор Кадар-
Удоканского района Станового нагорья на противоположном фланге рифтовой зоны,
отстоящем от рассматриваемого нами более чем на 1000 км. Аналогично устроен и описан¬
ный Г.В. Алешиным [21] вершинный пояс горного обрамления Баргузинского рифта.
По всей видимости, общими чертами морфологии верхние ярусы рельефа обладают и в
других секциях рифтовой зоны, поскольку ей присуща высокая степень симметрии [23].
Надо полагать, что очень схож и набор геоморфологических процессов и форм рельефа.
Особенно надо учесть, что альпийско-гольцовому рельефу, составляющему основу вершин¬
ного пояса Байкальской рифтовой зоны, в целом присуща, согласно Ю.Г. Симонову [17],
значительная меридиональная устойчивость, в отличие от рельефа вершинного пояса низ-
когорий. Последний, как правило, чувствителен к изменению ландшафтно-климатических
условий.
В рифтовой зоне такой устойчивости рельефа вершинного пояса высоких и средних гор
способствует еще и то, что система ее поднятий, простираясь более чем на 1500 км,
ориентирована перпендикулярно основному направлению движения влагонесущих воздуш¬
ных масс, что оказывает решающее влияние на распределение осадков в любой из ее
секций.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Олюнин В.Н. Неотектоника и оледенение Восточного Саяна. М.: Наука, 1965. 128 с.
2.	Обручев С.В. Орография и геоморфология Восточного Саяна // Изв. ВГО. 1946. Т. 78. Вып. 5-6. 235 с.
3.	Тронов М.В. Факторы оледенения и развития ледников. Томск: Изд-во Том. ун-та, 1972. 235 с.
4.	Флоренсов Н.А. История геологического развития // Геология СССР. Бурятская АССР. М.: Недра,
1964. Т. 35. Ч. 1. С. 581-592.
5.	Борисов А А. Климаты СССР в прошлом, настоящем и будущем. Л.: Изд-во ЛГУ, 1975. 432 с.
6.	Ивановский Л.Н. Разрушение рельефа древних поверхностей выравнивания морозно-солифлюкцион-
ными процессами на Алтае // Поверхности выравнивания. Иркутск: Геоморфол. комиссия АН СССР,
1970. Вып. 1. С. 38-40.
7.	Ивановский Л.Н. Оледенение гор и рельеф // Проблемы экзогенного рельефообразования. М.: Наука,
1976. Кн. 1. С. 90-188.
8.	Забелин ИМ. О характере последнего оледенения в верховьях рек Иркута и Китоя // Вест. МГУ. Сер.
физ.-мат. и естеств. наук. 1950. № 12. Вып. 8. С. 155-166.
9.	Уфимцев Г.Ф. Морфотектоника Байкальской рифтовой зоны. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1992.
216 с.
10.	Атлас Забайкалья (Бурятская АССР и Читинская обл.). Москва - Иркутск: ГУГК, 1967. 168 с.
11.	Киселев А.И., Медведев М.Е., Головко Г.А. Вулканизм Байкальской рифтовой зоны и проблемы
глубинного магмообразования. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1979,198 с.
12.	Ивановский Л.Н. Гляциальная геоморфология гор. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1981. 174 с.
13.	Олюнин В.Н. Основные особенности геоморфологического строения Хамар-Дабана и южного побережья
Байкала // Записки Забайкальского отд. Географ, о-ва СССР. Чита, 1963. Вып. 22. С. 58-70.
14.	Олюнин В.Н. Древнее оледенение Хамар-Дабана // География и геоморфология Азии. М.: Наука, 1969.
127 с.
15.	Ивановский Л.Н. Значение палеогеографического метода для оценки селевой опасности долин северного
склона хребта Хамар-Дабан // Закономерности и прогнозирование природных явлений. М.: Наука, 1980.
С. 95-105.
16.	Воскресенский С.С., Трошкина Н.С. Геоморфология и лавины хребта Хамар-Дабан // Изв. АН СССР.
Сер. геогр. 1971. № 4. С. 100-105.
17.	Симонов Ю.Г. Морфолитогенез в вершинном поясе гор // Вопросы морфолитогенеза в вершинном поясе
горных стран. Чита: Изд-во Забайкальского филиала ГО СССР, 1968. С. 3-12.
18.	Павловский Е.В. О четвертичном отделении Южного Прибайкалья // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1948.
№ 5. С. 156-160.
19.	Климат и растительность Южного Прибайкалья / Под ред. Н.П. Ладейщикова. Новосибирск: Наука.
78

Сиб. отд-ние, 1979. 150 с.
20.	Климатические ресурсы Байкала и его бассейна / Под ред. Н.П. Ладейщикова. Новосибирск: Наука.
Сиб. отд-ние, 1976. 318 с.
21 .Алешин Г.В. Альпийско-гольцовый морфогенез в Прибайкалье. Автореф. дисс. ... канд. геогр. наук.
Новосибирск: ИГиГ, 1991. 19 с.
22.	Преображенский В.С. Альпийские и гольцовые явления в природе хребтов Станового нагорья (Кодар и
Удокан) // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1959. № 4. С. 67-72.
23.	Уфимцев Г.Ф. Горные пояса континентов и симметрия рельефа Земли. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-
ние, 1991. 168 с.
Институт земной коры СО РАН,	Поступила в редакцию
Иркутск	*	13.05.97
APICAL BELT OF THE MOUNTAINS IN THE SOUTHWESTERN
NEAR-BAIKAL REGION
A.A. SCHETNIKOV
Sum m а г у
Geomorphology of the apical belt of mountains in the southwestern Near-Baikal region is considered. Regularities
of its formation are shown up in a connection with oroclimatic features of the region. An attempt to extrapolate the
peculiarities of upper layer of mountain relief to the other sections of the Baikal rift zone has been made.
79

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№2
апрельг-июнь
1999
ИСТОРИЯ НАУКИ
© 1999 г. Д.А. ТИМОФЕЕВ, Г.Ф. УФИМЦЕВ
ТРИ ЗАМЕЧАТЕЛЬНЫЕ ИДЕИ И ИХ СУДЬБА
(к 90-летию со дня рождения Н.А. Флоренсова)
В конце января этого года исполнилось 90 лет со дня рождения Николая Александровича
Флоренсова - выдающегося ученого и интересного человека, естествоиспытателя и широко
образованного гуманитария, геолога, геоморфолога, историка и археолога. Рожденный по
стечению обстоятельств в Киеве, Николай Александрович и своими родительскими кор¬
нями, и. всей своей жизнью и работой был связан с Сибирью, с ее природой, историей,
людьми. Не останавливаясь в этой статье на вехах биографии Н.А. Флоренсова и отослав
читателей к имеющимся публикациям [1-3], мы попытаемся кратко осветить его роль в
становлении и развитии отечественной геоморфологии, особенно сибирской, в форми¬
ровании особой, активно действующей и поныне, флоренсовской, иркутско-новосибирской
геоморфологической школы.
Н.А. Флоренсов, будучи геологом-исследователем и геологом-педагогом, осознал необ¬
ходимость и перспективность геоморфологического метода в познании структуры, дина¬
мики и истории недр планеты. В одной из своих публикаций он высказывается весьма
определенно: "... сами по себе формы рельефа Земли не столько самостоятельный предмет
изучения, сколько средство познания всей сложной природы земной поверхности, ее
свойств и истории развития, строения и состава недр" [4, стр. 12]. Можно дискутировать по
поводу самостоятельности объекта и предмета изучения геоморфологии, но своими
многочисленными региональными и теоретическими работами Н.А. Флоренсов ясно
показал значение структурно-геоморфологических исследований во всей совокупности
геолого-географических наук. Он рассматривал "...развитие земной поверхности как
своеобразный постоянно действующий контактовый процесс (разрядка наша -
Д.Т., Г.У.), выражающийся в изменении и смене одних форм другими, или, иначе говоря, в
метаморфизме земной поверхности" [5, стр. 17]. И далее: "На земной поверхности
соприкасаются среды разной плотности и состава, с различными термодинамическими
условиями... Будучи порождением динамики соприкасающихся сред, форма контакта (срав¬
ни равнину и горную область) оказывает постоянное воздействие на прилегающие контак¬
товые зоны... Следовательно, формы рассматриваемого контакта способны сами по себе
возбуждать или усиливать (ослаблять) те или иные специфические явления в сопри¬
касающихся средах" [Там же].
Такой методологический подход позволил Н.А. Флоренсову выдвинуть и обосновать
множество новых геоморфологических идей, концепций, методов. Наибольший интерес
представляют три его фундаментальные идеи, анализу сущности которых и их дальнейшей
судьбе и посвящена данная статья.
Первая идея - о механизмах горообразования - возникла у Н.А. Флоренсова уже в ходе
региональных исследований в Восточной Сибири, завершившихся блестящей защитой
докторской диссертации о строении, происхождении и истории развития мезозойских и
кайнозойских впадин Забайкалья. Вскоре диссертация была опубликована [6] и вызвала
80

огромный интерес не только среди геологов, но и геоморфологов [7]. В 60-х годах Николай
Александрович публикует серию статей о механизмах горообразования [5,8]. Эта же тема
рассматривается и в известной монографии [9]. Анализируя различия в морфологии и
геологической структуре массивных гор юга Сибири и Монголии, он приходит к
заключению, что, несмотря на определенные черты сходства в этих горах (возрожденных,
эпиплатформенных), необходимо различать три кинематических и морфологических типа
гор. К первому типу - гобийскому - относятся пьедестальные горы, образовавшиеся в
новейшее время в условиях сжатия земной коры путем первичного коробления и вторич¬
ного взламывания осевых зон волн поднятий с образованием центральных клиньев вы¬
пирания (выжимания) и надвиганием их на подгорные пьедесталы-бэли. Горы гобийского
типа относятся к восходящему типу, при их образовании происходит не только воздымание,
но и расширение за счет формирования систем форбергов.
Иной механизм горообразования наблюдается в Прибайкалье - байкальский тип: Здесь
главную роль играет формирование рифтовых впадин в осевых частях пологих сводовых
вздутий и образование систем гравитационных сбросов. Массивные горы по бортам
рифтовых впадин относятся к остаточно-глыбовому типу. В отличйе от конструктивного
гобийского механизма (рост гор за счет впадин), горы байкальского типа относятся к
деструктивным образованиям (расширение впадин за счет гор). Надо сказать, что позднее
Н.А. Флоренсов специально рассмотрел различия между конструктивным и деструктивным
морфогенезом [10].
К этим двум основным механизмах был добавлен третий - сибиретипный, конструк¬
тивный, сводовый. Этот механизм характерен для Алтая, Саян, Хангая и Хэнтэя.
Можно говорить также о складчатом (юрском) механизме горообразования, шовном,
глыбовом (уральском). Особые черты новейший орогенез имеет на окраинах континенталь¬
ных массивов, где возникают горные страны типа Джугджура или Скандинавии - наклонно
поднятые глыбы, обрывающиеся в сторону шельфовых погружений крутыми уступами
(великими эскарпами по Л. Кингу и К. Оллиеру).
Концепция Н.А. Флоренсова не только привлекла к себе внимание, но и получила
развитие в исследованиях ряда геологов и геоморфологов [11-13]. Следует подчеркнуть, что
пока идея Н.А. Флоренсова о различных механизмах горообразования, выраженных в
соотношении типов и динамики тектонических структур с их морфологическим отражением
в рельефе земной поверхности, творчески используется исследователями тех же регионов
юга Сибири и Центральной Азии, где она возникла. По нашему убеждению, возможность
применения флоренсовского методологического подхода выходит за региональные рамки и
имеет более общее значение для раскрытия механизмов горообразования в целом.
Перспективность этого подхода проистекает, с одной стороны, из тщательного
сопряженного анализа морфологии и геологической структуры горных сооружений, а, с
другой стороны, опирается на особенности новейшей эндо- и экзогенной геодинамики.
Концепция о механизмах горообразования обладает большими возможностями для ее
дальнейшей разработки. В сущности, работы Н.А. Флоренсова дают пример анализа и
теоретического осмысления явлений молодой тектоники приповерхностных частей
литосферы и ее верхнего ограничения, когда геоморфологические факторы невозможно не
учитывать и когда мы должны говорить о тектоническом анализе рельефа.
Второй фундаментальной идеей Н.А. Флоренсова является концепция о геоморфоло¬
гических формациях. Она базируется на его же представлениях о геоморфологической
структуре как выражении того или иного геоморфологического потенциала земной коры.
Н.А. Флоренсов не раз возвращался к этой теме [9, 14, 15], стремясь создать учение о
геоморфологических формациях, которое смогло бы "...преодолеть односторонний подход
геоморфологии к изучению земной поверхности" [16, стр. 419] и объединить "...усилия
геологов и геоморфологов в изучении "геоморфологического слоя" и земной коры в целом"
[Там же].
Одной из причин возникновения этого учения было стремление ряда ученых создать
основы синтетического метода познания рельефа земной поверхности. Подразумевалось,
что геоморфологический синтез - это более высокий этап в геоморфологической теории,
сменяющий, но отнюдь не заменяющий, широко применяемый в науке о рельефе анали¬
тический принцип, наиболее ярко обоснованный В. Пенком, а затем школой морфо-
структурно-морфоскульптурного анализа И.П. Герасимова и Ю.А. Мещерякова.
Основной посылкой Н.А. Флоренсова явилось сопряженное изучение рельефа земной
поверхности (гл. обр. его морфологии) и геологического субстрата. "Не смешивая понятия
81

"рельеф" и "субстрат" автор предложил рассматривать их как целое, как синтез (разр.
наша - Д.Т., Г.У.), как геоморфологические формации..." [16, стр. 402]. При этом
геоморфологический процесс (то-есть процесс рельефообразования взятый в целом)
понимался как одна из сторон, одна из составляющих геодинамического процесса.
Н.А. Флоренсов дал несколько трактовок предложенного им понятия "геоморфоло¬
гическая формация". Приведем три формулировки. 1) "Устойчивое во времени, следова¬
тельно типичное в данной климатической (географической) обстановке выражение
типичного же, то-есть составленного закономерным сочетанием геологических формаций,
субстрата земной коры" [16, стр. 410]. 2) "...естественное и исторически обусловленное
сочетание форм земной поверхности, связанных друг с другом единством места и времени и
существующих при определенных тектонических и климатических режимах, порождающих
тот или иной способ их (то-есть форм рельефа) подвижного равновесия. Иными словами,
это закономерное в данной тектонической и географической обстановке и устойчивое во
времени единство морфоструктуры и морфоскульптуры (разр.
наша - Д.Т., Г.У.)" [Там же]. 3) "Геоморфологическая формация - это поверхностное
региональное воспроизведение геоморфологической структуры" [Там же].
Из этих трех определений следует, что, по Н.А. Флоренсову, геоморфологическая
формация - это и некое единое тело, имеющее на земной поверхности более или менее
четкие пространственные (региональные) границы, то-есть могущее быть закаритро-
ванным, и морфодинамическое и морфогенетическое единство рельефа, структуры и
динамики недр, особенностей строения и динамики внешних геосфер. В итоге форма¬
ционный синтез дает возможность изучить "...воплощения субстрата в тот или иной рельеф,
условия этого воплощения и... реализацию последнего в виде конкретного рельефа со всеми
его свойствами, с его формами и их структурно-вещественным содержанием" [16, стр. 410].
Учение о геоморфологических формациях и само понятие "геоморфологическая
формация" довольно быстро обратили на себя внимание гл. обр. сибирских геоморфологов.
Имеются более или менее удачные попытки применения принципов этого учения в
региональной геоморфологии [17—19] и в общей теории геоморфологии [20, 21]. При этом,
как случается с новыми понятиями и концепциями, порой весьма вольно трактуются
авторские позиции и формулировки, либо в сторону их сужения, либо черезмерного
расширения смысла и содержания основных понятий.
Д.В. Лопатин [17] одним из первых применил идею своего учителя для характеристики
геоморфологии конкретного региона - восточной части Байкальской рифтовой зоны. При
этом геоморфологическую формацию он рассматривал как крупную региональную
морфодинамическую категорию. В качестве таковой выступает вся Байкальская рифтовая
зона, в пределах которой выделяются единицы более низких рангов - геоморфологические
ландшафты и фации.
Л.С. Миляева [18] считает, что геоморфологическая формация соответствует природно¬
территориальному комплексу - понятию, широко применявшемуся в географии. Сходную
позицию занимает и В.А. Николаев, который под геоморфологической формацией
подразумевает "...природную систему, в которой все ее элементы (атмосфера, гидросфера,
биосфера, литосфера, тектоносфера) находятся в тесном взаимодействии и в процессе
естественно-исторического развития формируют определенную совокупность форм земной
поверхности в прямой зависимости от характера проявления эндогенных и экзогенных
процессов, порождающих исходные позиции их подвижного равновесия" [19, стр. 9]. Как
видим, эти определения отличаются от первичной флоренсовской трактовки.
З.М. Хворостова [22] исходит из посылки, что "...геоморфологический формационный
анализ (правильнее говорить - синтез, - Д.Т., Г.У.) предполагает раскрытие закономер¬
ностей рельефо- и осадкообразования" и что "...геоморфологические формации представ¬
ляют собой геолого-географические (не геоморфологические! - Д.Т., Г.У.) комплексы
новейшего этапа жизни Земли" [22, стр. 42]. Близкое толкование дает и О.В. Кашменская
[20, 23], считающая, что в основу формационного анализа должно быть положено изучение
баланса масс земной коры. В зависимости от соотношения приходной (за счет тектоники,
вулканизма и аккумуляции наносов) и расходной (денудация) статей баланса выделяются
формации растущих гор, равновесных гор, снижающихся гор, пенеплена, впадин. Такой
подход отличается от предложения Н.А. Флоренсова и скорее развивает его же идею о
литодинамическом круговороте вещества.
Идея о геоморфологических формациях в теоретическом наследии Н.А. Флоренсова,
пожалуй, является самой спорной, поскольку она обладает явным дуализмом: структура
82

рельефа "вычитывается" из геологического строения, а остальное исходит из рельефа и
физико-географических условий, Именно примат геологической структуры вызывает
споры; собственные задачи геоморфология должна решать на основе анализа собственного
объекта исследований - рельефа земной поверхности. Не следует также забывать, что сама
идея о геоморфологических формациях была высказана в годы повального увлечения
формационным анализом и те фокусы, которые происходили вокруг этого в общественных
науках, при этом широко пропагандировавшиеся, не могли не оказать своего влияния. Если
идею о геоморфологических формациях развивать в целостную научную конструкцию, то
следует обратиться к опыту геологии с ее учением о геологических формациях, опыту, надо
признать, очень удачному.
Пожалуй, третья идея - о литодинамических потоках является вершиной
геоморфологического творчества Н.А. Флоренсова. Она выходит за официальные рамки
геоморфологии и представляется как мировоззренческая, обобщающая идея наук о Земле
и, быть может, бытия и развития любых материальных космических тел. В то же время, эта
идея узко геоморфологическая, ибо она возникла у ее автора в раздумьях о сущности и
методах познания объекта геоморфологии - рельефа земной поверхности.
Идея о литодинамических потоках, изложенная во всей полноте в монографии Н.А. Фло¬
ренсова [9], которые формируют и преобразуют рельеф поверхности литосферы, про¬
должает и развивает концепцию геоморфологических формаций. Эта идея конкретизирует
известное теоретическое положение геоморфологии о взаимодействии эндогенных и экзо¬
генных сил. Литодинамический поток - это движущаяся масса вещества. Н.А. Флоренсов
предлагает различать в едином земном круговороте две ветви - восходящие потоки
вещества, то-есть массы, подающиеся из недр планеты к ее поверхности силами тектоники
и вулканизма, и нисходящую ветвь, образуемую разнообразными потоками вещества, пере¬
мещаемого комплексом экзогенных процессов по земной поверхности, над ней или на
небольшой глубине под ней. В конце пути, отложения, перенесенные экзодинамическими
процессами в морские и океанические глубины, погружаются в земные недра с тем, чтобы
когда-нибудь в переработанном виде вновь подняться к земной поверхности и повторить
свой круг жизни.
По мысли Н.А. Флоренсова, этот великий круговорот создает все многообразие больших
и малых форм рельефа. Следовательно, решая обратную задачу, можно по формам рельефа
судить о строении и динамике, о состоянии земных недр, а также предсказывать будущие
направления движения восходящих и нисходящих потоков, развитие геоморфологических
ландшафтов и формаций.
При всей своей грандиозности и, в то же время, простоте и изяществу, идея о лито¬
динамических потоках может стать одним из ведущих теоретико-методических инструмен¬
тов геоморфологического анализа и синтеза. На основе этой идеи можно создать морфоди¬
намическую легенду геоморфологических карт. Такая попытка была сделана А.В. Поз¬
дняковым [24], правда, без ссылки на Н.А. Флоренсова. Легенда А.В. Позднякова построена
по принципу выделения и картографирования литопотоков разного генезиса и морфо¬
логического выражения. К сожалению, этот интересный опыт конкретного использования
общей теоретической модели в практике геоморфологического анализа и картографи¬
рования остается пока единственным и не находит продолжения и развития в том числе и у
автора метода. Возможно, это судьба большинства общих фундаментальных научных идей,
которые именно в силу своей всеобщности и одновременной простоты с трудом и не сразу
находят способы своего выражения в практике конкретных исследований.
В последние годы идея о литодинамических потоках последовательно разрабатывается в
работах Б.П. Агафонова, преимущественно на примере Байкальской впадины и ее
окружения. В своих построениях этот исследователь опирается на результаты более чем
30-летних наблюдений за современными процессами морфогенеза на заложенных им
реперах и полигонах во всех поясах рельефа вокруг Байкала. Правда, эти работы
ограничиваются лишь экзогенной (нисходящей) ветвью литодинамического потока.
Судьба флоренсовских идей и личность самого Николая Александровича заслуживают
внимания и в другом. Сам Н.А. Флоренсов, будучи ученым-одиночкой, полагавшимся на
собственные силы (это привлекало к нему), жил в собственном мире, о котором мы можем
догадываться и который лишь в малой мере был реализован в его публикациях и выска¬
зываниях. Но примером своим он как бы призывает нас к созданию своих собственных
внутренних миров как основы нашего самовыражения и творческой активности.
С другой стороны, как ученый-одиночка Н.А. Флоренсов практически не имеет учени-
ков-подражателей и, следовательно, апологетов, но имеет учеников-последователей. Эти
83

последние, как правило, попадали в среду его влияния и обаяния будучи уже опытными
исследователями с состоявшимся "я". И, может быть, именно в силу этого обстоятельства,
дальнейшее развитие флоренсовских идей не несет в себе ортодоксальности и нудности,
привносимых апологетами.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
\. Логачев Н.А. Член-корреспондент АН СССР Н.А. Флоренсов (к 60-летию со дня рождения) // Изв.
Забайкальского фил. Геогр. об-ва СССР. 1969. Т. 5, Вып. 1. С. 94-98.
2.	Логачев Н.А. Николай Александрович Флоренсов (1909-1986) // Н.А. Флоренсов. Избранные труды.
Рельеф и неотектоника. М.: Наука, 1989. С. 3-19.
3.	Тимофеев Д.А. К семидесятилетию Николая Александровича Флоренсова // Геоморфология. 1979. № 1.
С. 99-104.
4.	Флоренсов И.А. Предмет изучения геоморфологии и палеогеоморфологии // Проблемы эндогенного
рельефообразования. М.: Наука, 1976. С. 11-33.
5.	Флоренсов Н.А. О геоморфологическом аспекте проблемы горообразования // Методы геоморфоло¬
гических исследований. Новосибирск: Наука, 1967. С. 16-20.
6.	Флоренсов Н.А. Мезозойские и кайнозойские впадины Прибайкалья. М. - Л.: Изд-во АН СССР, 1960.
258 с.
7.	Коржу ев С.С., Тимофеев Д.А., Чичагов В.П. Интересная монография о морфоструктуре Прибайкалья //
Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1961. № 3. С. 129-133.
8.	Флоренсов Н.А. К проблеме механизма горообразования во Внутренней Азии // Геотектоника. 1965.
№ 4. С. 3-14.
9.	Флоренсов Н.А. Очерки структурной геоморфологии. М.: Наука, 1978. 238 с..
10.	Коржу ев С.С., Флоренсов Н.А. Деструкция и деструктивный рельеф. (К итогам геоморфологических
исследований в МНР) // Геоморфология. 1982. N® 3. С. 22-29.
11 .Девяткин Е.В. Структуры и формационные комплексы этапа кайнозойской активизации // Тектоника
Монгольской Народной Республики. М.: Наука, 1974.
12.	Тимофеев Д.А. Пьедестальные горы - начальная стадия развития возрожденных гор // Структурная
геоморфология горных стран. М.: Наука, 1975. С. 51-57.
13.	Уфимцев Г.Ф. Горные пояса континентов и симметрия рельефа Земли. Новосибирск: Наука, 1991. 169 с.
14.	Флоренсов Н.А. О некоторых общих понятиях в геоморфологии // Геология и геофизика. 1964. № 10.
С. 78-89.
15.	Флоренсов Н.А. О геоморфологических формациях // Геоморфология. 1971. № 2. С. 3-10.
16.	Флоренсов Н.А. Геоморфологические формации // Проблемы эндогенного рельефообразования. М.:
Наука, 1976. С. 399-419.
17.	Лопатин Д,В. Геоморфология восточной части Байкальской рифтовой зоны. Новосибирск: Наука, 1972.
115 с.
18.	Миляева Л.С. Формационный анализ рельефа Восточного Саяна // Геоморфологические формации
Сибири. Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР. 1978. С. 115-125.
19 .Николаев В.А. Геоморфологические формации и пути рационального освоения и охраны земельных
ресурсов южных равнин Западной Сибири // Геоморфологические формации Сибири. Новосибирск: ИГиГ
СО АН СССР. 1978. С. 8-40.
20.	Кашмене кая О.В. О динамической классификации горной геоморфологической системы // Структурная
геоморфология горных стран. М.: Наука, 1975. С. 68-72.
21.	Геоморфологические формации Сибири. Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 162 с.
22.	Хворостова З.М. К определению понятия "геоморфологические формации". Ближайшие задачи их
изучения с применением элементов системного подхода // Геоморфологические формации Сибири.
Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1978. С. 41-69.
23.	Кашменская О.В. О балансах масс в земной коре // Геоморфологические формации Сибири. Ново¬
сибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1978. С. 70-81.
24.	Поздняков А.В. К методике составления карт геоморфодинамики // Симметрия рельефа. М.: Наука,
1992. С. 207-222.
Институт географии РАН,
Институт земной коры СО РАН
Поступила в редакцию
19.01.99
84

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 2
апрель-июнь
1999
ЮБИЛЕИ
Алексей Петрович Дедков
(к 75-летию со дня рождения)
1 апреля 1999 г. исполнилось 75 лет выдающемуся геоморфологу России, заслуженному деятелю науки
Республики Татарстан, России, члену редколлегии журнала "Геоморфология", почетному академику Ака¬
демии водохозяйственных наук, академику Международной Академии высшей школы, члену комиссии
"Геоморфологическая реакция на изменение окружающей среды" Международного Геоморфологического
Союза, доктору географических наук профессору Казанского государственного университета Дедкову
Алексею Петровичу.
А.П. Дедков родился на Брянщине в г. Дятьково, но летом 1941 г. вместе с родителями эвакуируется в
г. Сызрань и с этого времени, за исключением военных лет, его судьба навсегда оказалась связанной с
Поволжьем. В 1942 г. он был призван в Красную Армию и после окончания Пензенского артиллерийского
училища до конца войны пробыл на передовой. За храбрость, проявленную в боях на Украине и в Венгрии,
он награжден несколькими орденами и медалями.
После демобилизации из рядов Советской Армии, проработав около года учителем в школе,
А.П. Дедков поступает сразу на 2-й курс географического факультета Казанского университета ив 1951 г.
успешно заканчивает его.
Отличная учеба, целеустремленность и активность отличали его еще в студенческие годы, поэтому не
случайно он был приглашен работать ассистентом на кафедру физгеографии, которой и отдал уже 48 лет
своей жизни.
Выполняя большой объем учебных поручений, А.П. Дедков сразу включился в научную работу,
используя для этого даже свое отпускное время. Он сразу же установил связи с производственными
геологическими организациями, которые поддерживает до сих пор. Работа в геологических организациях
определила один из важнейших принципов его дальнейших геоморфологических исследований - тесная
увязка форм рельефа с их внутренним строением, историей развития, т.е. не морфологический, а историко¬
генетический, а в дальнейшем и динамический подход к анализу рельефа.
Первоначально его исследования имели региональный характер. Он сосредоточил внимание на изучении
речных долин и поверхностях выравнивания центральной части Приволжской возвышенности. Этому
вопросу была посвящена его кандидатская диссертация, успешно защищенная в 1956 г. В 1958 г.
А.П. Дедков становится доцентом кафедры физической географии.
В 1960-х гг. круг исследований А.П. Дедкова существенно расширяется. Он совершает несколько
плаваний на учебно-исследовательском судне Минвуза СССР "Батайск" в Северную Атлантику, вокруг
Европы, где изучает донные отложения и геоморфологию дна этой части Мирового океана.
В эти же годы он начинает успешно использовать различные количественные методы выявления связей
между рельефом и их вещественным выполнением, для анализа самих отложений. Такой подход позволил
ему вместе с учениками и единомышленниками, сформировавшимися вокруг него, успешно решить ряд
крупных геоморфологических не только региональных, но и общих проблем: происхождение "экзотического"
крупнообломочного материала, слагающего "пуги" Вятско-Камского края; границы плейстоценовых
оледенений на востоке Русской равнины; экзогенный характер широко распространенной не только на
востоке Русской равнины, но и в других регионах мелкой складчатости в приповерхностных слоях коренных
платформенных отложений. Обобщение огромного фактического материала по геоморфологии и истории
развития рельефа северной части Приволжской возвышенности вылилось в докторскую диссертацию,
успешно защищенную в 1967 г.
В последующие годы, не забывая историко-генетические проблемы геоморфологии, А.П. Дедков центр
85

своих интересов переносит на изучение современных процессов, по-прежнему опираясь на количественные
характеристики. Круг его интересов выходит за пределы не только востока Русской равнины, но и страны,
охватывая всю Землю.
По его инициативе и при ведущем участии был опубликован в 1977 г. первый в СССР теоретический
труд по климатической геоморфологии денудационных равнин; в 1984 г. вышла самая фундаментальная
в мире, базирующаяся на обширнейшем банке данных монография по эрозии и стоку наносов на Земле, в
1986 г. - крупное обобщение по гидротермическим склоновым процессам, а в 1990 г. - по овражной эрозии.
Методика изучения крипа, разработанная им еще в начале 1960-х гг. в настоящее время используется всеми
геоморфологами страны. Книга "Природа Ульяновской области", где он был главным редактором и автором
наиболее крупных разделов, успешно выдержала несколько изданий.
Работы А.П. Дедкова и его сотрудников получили признание как в нашей стране, так и за рубежом. Он
неоднократно представлял нашу страну в комиссиях Международных Географического и Геоморфо¬
логического Союзов. Его доклады по различным проблемам геоморфологии звучали на 11 международных
конгрессах и симпозиумах (Париж, Краков, Будапешт, Вроцлав и др.). На работы А.П. Дедкова имеются
ссылки в трудах (в том числе и учебниках) ученых США, СССР, Англии, Франции, Германии, Швеции,
Венгрии и др.
Научный авторитет А.П. Дедкова подтверждается избранием его членом бюро Геоморфологической
комиссии РАН, членом Президиума межвузовского научно-координационного совета по проблеме
эрозионных, русловых и устьевых процессов, действительным членом двух академий России. В 1991 г. он
организовал в Казанском университете международный симпозиум "Геоморфологические процессы и
окружающая среда", а в 1978, 1988 и 1996 гг. - Всесоюзные (Всероссийские) совещания.
Алексей Петрович является прекрасным педагогом, лектором, воспитателем. В течение многих лет он
по оригинальным программам читает лекции по общей и динамической геоморфологии, проблемам
геоморфологии, методам географических исследований. Сотни его учеников географов, геоморфологов -
выпускников Казанского университета - работали и продолжают работать по всей стране. Его лекции
слушали студенты в университетах Берлина, Лейпцига, Праги, Будапешта, Кабула и во многих городах
страны. Среди его учеников 15 кандидатов наук, 3 из них сами стали докторами наук, профессорами.
Отличные организаторские способности А.П. Дедкова проявились не только в умении сплачивать вокруг
себя коллектив научных единомышленников, но и на официальных административных должностях. Он
трижды (1963-1964, 1968-1972, 1979-1993 гг.), причем в сложные, переломные моменты возглавлял
географический факультет Казанского университета, а в 1981-1990 гг. заведовал кафедрой физической
географии. Наиболее ярко его организаторский талант проявился в Афганистане, где он в 1983-1986 гг.
работал советником ректора Кабульского университета. За эту работу он был награжден правитель¬
ственным орденом Республики Афганистан.
Свое 75-летие Алексей Петрович встречает в полном расцвете сил. Желаем ему крепкого здоровья и
больших творческих успехов!
Факультет географии и геоэкологии
Казанского университета,
Редколлегия журнала "Геоморфология "
СПИСОК ВАЖНЕЙШИХ РАБОТ А.П. ДЕДКОВА
1.	Природа Ульяновской области. Казань: Изд-во Казан, ун-та. 1963. 335 с. (соавторы Н.И. Воробьев и др.).
2.	Экзотектоническая складчатость платформы. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1967. 67 с. (соавтор
Г.В. Бастраков).
3.	Экзогенное рельефообразование в Казанско-Ульяновском Приволжье. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1970.
255 с.
4.	Аналитическое изучение крупнообломочного материала. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1971. 81 с. (соавтор
Г.П. Бутаков).
5.	Климатическая геоморфология денудационных равнин. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1997. 224 с. (соав¬
торы В.И. Мозжерин, А.В. Ступишин, А.М. Трофимов).
6.	Природные условия Ульяновской Области. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1978. 328 с. (соавторы В.В.
Корчагин, У.Г. Дистанов и др.).
7.	Эрозия и сток наносов на Земле. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1984. 264 с.
8.	Овражная эрозия востока Русской равнины. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1990. 140 с. (соавторы
В.И. Мозжерин, Ф.Ф. Бойко, Г.Н. Бутаков и др.).
9.	Средняя Волга. Геоморфологический путеводитель. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1991. 145 с. (соавторы
Г.П. Бутаков, В.И. Мозжерин и др.).
86

ДМИТРИЙ АНДРЕЕВИЧ ТИМОФЕЕВ
(к 70-летию со дня рождения)
В каждой науке время от времени возникают яркие, одаренные личности, результаты деятельности
которых влияют на ход развития науки, оставляя в ней особый след. В геоморфологии к таким выдающимся
ученым относится Дмитрий Андреевич Тимофеев, с именем которого связаны современные страницы
формирования российской академической геоморфологии XX века. Он принял на себя груз ответственности
за судьбы этой науки от своих предшественников, вложив огромный труд в ее продвижение и стал
классиком современной геоморфологии. Д.А. Тимофеева с ранних лет привлекали теоретические проблемы
геоморфологии, участие в экспедициях, возможность
познать рельеф Земли; с юности проявлялась в нем жажда
новых встреч и общения с самобытными яркими уче¬
ными.
Д.А. Тимофеев родился 24 июня 1929 года в Ленин¬
граде в доме на Среднем проспекте Васильевского остро¬
ва. С детских лет воспитывался в атмосфере обсуждений
дальних поездок, научных экспедиций, решения почвен¬
ных и географических проблем, которыми занимался его
дед - выдающийся русский почвовед академик Л.И.
Прасолов. В этой среде, в дошкольные и школьные годы
мальчик получил полновесное домашнее географическое
образование, прочитав все, что должен был прочитать
мальчик его круга - от Жюля Верна и Э. Реклю до Н.М.
Пржевальского и Л.С. Берга. Видимо вдохновенное сопе¬
реживание их героям пробудило и поэтический дар Димы.
Муза дальних странствий навсегда увлекла Митю Тимо¬
феева в мир романтических путешествий, полярных экспе¬
диций. Вначале, в школьные годы его привлекало страно¬
ведение в понимании Н.Н. Баранского. И, кто знает, если
бы не удивление, высказанное ему по этому поводу Л.С.
Бергом и Н.Н. Соколовым, пошел бы он по экономической
стезе. Но судьбе было угодно, чтобы он в 1946 году по¬
ступил на Географический факультет Московского
государственного университета им. М.В. Ломоносова и
окончил его по кафедре геоморфологии в 1951 году.
В студенческие годы Д.А. Тимофеев сформировался как самобытный исследователь, страстный полевик,
совершив в 1948-1950 гг. длительные почвенно-геоморфологические путешествия по Русской равнине с
Н.Н. Розовым, А.А. Завалишиным, В.М. Фридландом, И.П. Герасимовым и Е.М. Лавренко; по Кызыл¬
кумам и Памиру с Б.А. Федоровичем, Е.В. Лобовой и Л.Е. Родиным, по Приморью с В.В. Никольской. В
год окончания МГУ он - участник Музейной экспедиции университета на Камчатке и в зоне проектиро¬
вавшегося в 1951 г. Каракумского канала в Средней Азии.
В Институт географии АН СССР Д.А. Тимофеев пришел с опытом полевых геоморфологических ис¬
следований, с очерченным кругом научных интересов, с энергией и вдохновением молодого ученого (надо
сказать, что он попал в новый для него мир академической науки, с его притягательными целями и
одновременно с призрачными порой идеалами). Будучи личностью впечатлительной, эмоциональной,
Д.А. Тимофеев знакомится с большим кругом признанных ученых, сотрудничает с многими из них, попадает
под обаяние С.Ю. Геллера, Е.М. Лавренко, Н.А. Флоренсова, сохраняя особое уважение и привязанность к
ним на долгие годы.
В 1953-1955 гг. Тимофеев участвует в геоморфологических исследованиях Якутской комплексной
экспедиции СОПС АН СССР, основным результатом работы в которой явилась защита кандидатской
диссертации "Геоморфология Алдано-Олекминского междуречья" (1962) и его первая яркая монография
"Средняя и нижняя Олекма. Геоморфологический анализ территории бассейна" (1965). Это был период
становления Тимофеева как крупного, активного, разностороннего ученого. Ни один интересный доклад по
геоморфологии или смежным наукам не проходил мимо него. Вместе с другими молодыми учеными ИГ АН
участвует в калейдоскопе Всесоюзных и Международных конференций, докладов, сообщений и дискуссий в
МГУ, Географическом обществе, МОИП, МГРИ, МО ВАГО и др.
1956-1959 гг. - новый весьма продуктивный этап работы в Совместной советско-китайский Амурской
87

комплексной экспедиции АН СССР и АН КНР, период проведения геоморфологических исследований во
Внутренней Монголии (Дала-Hop, Большой Ханган, Хайлархэ), Китае, долинах Шилки и Аргуни, Сунгари и
Амура, на равнинах Амуро-Зейского междуречья и Сунляо.
В это время у Тимофеева проявился артистический талант. В ИГ АНе в ту пору традиционными были
капустники, одним из "заводил" и ярких исполнителей которых был он. В текстах и сюжетах представлений
изображалась институтская жизнь, характер его руководителей (особенно директора и стиль его руко¬
водства), злободневные общие проблемы географической науки и типичные черточки советского образа
жизни. Капустники объединяли всех сотрудников, привлекали многих ученых из смежных институтов. Д.А.
Тимофеев, помнится, играл главную роль, изображая увенчанного лавровым венком директора ИГ АН.
Успех был потрясающим. Популярность Д.А. Тимофеева с каждым капустником росла.
Одновременно с научными успехами растут и организаторские способности, растет желание выйти из-под
плотной опеки руководителей института и отдела, хочется самостоятельности в жизни, творчестве и
научной деятельности.
В 1963-1970 гг. Д.А. Тимофеев - один из ведущих сотрудников Лаборатории геоморфологии Института
географии Сибири и Дальнего Востока СО АН СССР в Иркутске, совершает длительные экспедиции по
Западно-Сибирской равнине, вторгаясь в пределы восточного склона Северного Урала. Сибирский этап в
научной деятельности Тимофеева был очень плодотворным: наряду с личными оригинальными статьями он
организует и публикует ряд сборников научных работ и коллективных монографий; сотрудничает в области
физико-географического районирования Азии с В.Б. Сочавой, дискутирует с сибирскими сейсмологами (В.П.
Солоненко и его сотрудниками) по вопросам геоморфологической надежности выделения палеосейсмодисло¬
каций, обсуждает с Н.А. Флоренсовым теоретические проблемы современной геоморфологии; обобщает
собственные материалы многолетних геоморфологических исследований!
В 1971 г. Д.А. Тимофеев возвращается в Москву, в свой родной Институт географии. Но творческие
связи с Сибирью продолжаются: он организует и проводит в Иркутске Пленум Геоморфологической
комиссии по поверхностям выравнивания. В течение ряда лет участвует в создании многотомной серии
"История рельефа Сибири и Дальнего Востока", входя в состав редколлегии этой уникальной коллективной
работы и заслуженно удостаивается за это звания Лауреата Государственной премии СССР (1978). В том
же 1978 году он блестяще защищает докторскую диссертацию "Поверхности выравнивания суши" -
уникальную работу, не имеющую аналогов в мире. В эти годы Тимофеев начинает публиковать также
многотомную серию трудов по геоморфологической терминологии - издания также беспрецедентного и
имеющего огромное научное и прикладное значение.
В 80-е годы Д.А. Тимофееву посчастливилось принять участие в детальном облете на вертолетах
огромной территории юга Европейской России от Северного Кавказа до Рыбинска и Череповца с целью
оценки состояния сельхозугодий основных хлебопроизводящих территорий в рамках Продовольственной
Программы СССР. Эти исследования, наряду с участием в работах Курганского стационара Института
географии, позволили Тимофееву оценить особенности и интенсивность антропогенного воздействия на
рельеф региона и подойти к созданию новой отрасли современной науки - экологической геоморфологии.
В 70-80-е годы Д.А. Тимофеев проводит геоморфологические исследования в составе Совместной
советско-монгольской комплексной научно-исследовательской биологической экспедиции АН СССР и
АН МНР: маршрутные исследования на огромной территории МНР, детальная геоморфологическая съемка
на стационарах, организованных в ее основных природных зонах. Особенно подробно он обследует рельеф
экстрааридной пустыни Заалтайская Гоби. Д.А. Тимофеев - один из создателей обобщающих геоморфоло¬
гических трудов: монографии "Геоморфология Монгольской Народной Республики" (1982) и "Геоморфоло¬
гическая карта МНР" м-ба 1 : 1 500 000 (1985). Параллельно с этим он принимает активное участие в
создании и публикации карт ландшафтного районирования (вместе с В.С. Преображенским и Н.В. Фадеевой)
и экологической оценки геосистем МНР (вместе с П.Д. Гуниным, Е.Д. Востоковой, Е.И. Рачковской и др.).
90-е годы в научной деятельности Д.А. Тимофеева характеризуются новыми свершениями: он
продолжает развивать экологическую геоморфологию, принимает активное участие в разработке проблемы
"Город - экосистема", читает лекции по геоморфологии студентам-географам Российского Народ¬
ного Университета и МГУ, работает в Экспертном Совете ВАК, является Председателем Государственной
экзаменационной комиссии на Географическом факультете МГУ по кафедрам геоморфологии, геокриологии
и картографии.
Необходимо отметить, что организаторский талант у Д.А. Тимофеева проявился еще до Иркутска, в
Москве, когда он стал выполнять обязанности ученого секретаря Геоморфологической Комиссии АН СССР.
Вся история Комиссии связана с его деятельностью: он был организатором и участником всех 24 Пленумов
Комиссии - Всесоюзных и Международных совещаний по основным проблем современной геоморфологии.
В 70-80-е годы он был заместителем, а с 1985 г. по настоящее время является Председателем Комиссии.
Д.А. Тимофеев - разносторонняя личность. К числу его незаурядных качеств относятся: свобо¬
долюбие и свободомыслие, увлеченность и страстность, последовательность и настойчивость в достижении
поставленной цели; умение сплотить коллектив на решение предложенных им же задач и довести процесс их
88

решения до логического завершения - в виде карты и (или) коллективной монографии. Если Тимофеев что-
нибудь задумал, помешать ему никому не по силам. Один пример. В 1950 г. он выступил с поистине
революционным - ярким и содержательным докладом "Педименты”, в котором содержалась альтернатива
выравниванию сверху - формирование поверхностей выравнивания путем параллельного отступания
склонов, т.е. сбоку. Доклад вызвал бурное обсуждение в ИГ АНе и за его пределами. Директор, академик
И.П. Герасимов, запретил публиковать доклад в журнале "Известия АН СССР. Серия географическая" и
выступать с ним где-либо. Тогда Д.А. Тимофеев сделал этот доклад в Московском филиале
Географического общества СССР.
Д.А. Тимофеев - одновременно мечтатель, лирик и романтик, очарованный странник и поэт. Те, кто
работал с ним в поле, особенно хорошо знакомы с этими его качествами. И все же лучшими под¬
тверждениями этому являются его стихи.
Дмитрия Андреевича с ранних лет отличала жажда общения и взаимопонимания. Радость общения с
разными людьми сопутствовала ему всегда, как это бывает часто со счастливыми людьми. Он отличается
поразительной контактностью с людьми разных возрастов и национальностей, разных профессий и взгля¬
дов - с такими же интересными и яркими, как он сам. И, надо отдать ему должное, ему всегда везло на
встречи с неординарными, неравнодушными, "яростными и непокорными". Вот только несколько примеров
из круга его знакомств: В.П. Нехорошее и В.В. Галицкий, Л.С. Берг и Н.Н. Соколов, Н.Н. Баранский и
К.П. Космачев, Ж. Дреш и Че Геварра,'Ж.С. Гылыбов и Л. Кинг, Н.А. Флоренсов и В.П. Солоненко.
С 1986 г. Д.А. Тимофеев руководит отделом (лабораторией) геоморфологии ИГ РАН и является глав¬
ным редактором академического журнала "Геоморфология". И на этих постах проявилась его демо¬
кратичность, желание дать свободу своим сотрудникам и сохранить самобытность авторства в журнальных
статьях.
У Д.А. Тимофеева много друзей в академических институтах и ВУЗах, особенно в Московском го¬
сударственном университете. Люди любят его и он платит им тем же.
Одной из главных, а может быть и основных ролей в жизни ученого, является роль Учителя. Это
естественное желание любого человека оставить о себе память. Ученый хочет продолжения и развития
своих идей не только "после себя", но и "при себе": "Учитель воспитай ученика, чтобы было у кого
учиться!". Д.А. Тимофеев всегда активно поддерживает инициативу коллег, желающих повысить свою
квалификацию - защитить кандидатскую и докторскую диссертации. Своим учителем его считают многие
ученые в разных регионах страны и за рубежом.
Соратники по геоморфологии, друзья и единомышленники сердечно поздравляют Дмитрия Андреевича
Тимофеева со славным юбилеем - 70-летием, желают ему долгих лет счастливой, деятельной, наполненной
новыми научными успехами и путешествиями жизни, скорейшего выполнения его творческих планов, встреч
и радостного общения с новыми людьми.
Пусть пришедшая к нему с годами мудрость послужит на благо нашей любимой геоморфологии и
воспитанию новых поколений геоморфологов!
Институт географии РАН,
Геоморфологическая Комиссия РАН,
Редколлегия журнала" Геоморфология",
Русское Географическое Общество
89

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
Nb2
апрель-июнь
1999
РЕЦЕНЗИИ
НОВАЯ КНИГА ПО ОВРАЖНОЙ ЭРОЗИИ1
Последнее десятилетие ознаменовалось выходом ряда крупных региональных монографий по проблемам
овражной эрозии. Начало им положила книга /"Овражная эрозия" коллектива авторов во главе с
Б.Ф. Косовым (М.: Изд-во МГУ, 1989), составленная в основном по материалам исследований в центре
Европейской России. Несколько позднее казанские геоморфологи выпускают книгу "Овражная эрозия
востока Русской равнины" (Казань: Изд-во КазГУ, 1990), а затем Н.Н. Назаровым публикуется "Овражная
эрозия в Прикамье" (Пермь: Изд-во Пермского ун-та, 1992). Наряду с многочисленными статьями в
журналах, главным образом, в "Геоморфологии", эти монографии не только составили своеобразную
библиотеку в этой проблеме, но и вполне отчетливо обозначили предмет, методы исследований овра-
говедения как одного из направлений флювиальной геоморфологии. К этому следует добавить, что в 1996 г.
в Ульяновске прошло специальное совещание по этой проблеме.
В конце 1998 г. выходит в свет еще одна монография по овражной эрозии. Автор ее - И.И. Рысин -
давно известен научной общественности своими интересными работами по изучению оврагов на территории
Удмуртии, в том числе на основе многолетних стационарных наблюдений. Поэтому обобщающий труд этого
ученого сразу же вызвал пристальный интерес специалистов.
Подчеркивая региональный характер выполненного исследования, автор дает краткую, но весьма емкую
физико-географическую характеристику региона на основе предложенной и обоснованной им схемы
районирования (глава 1). Каждая из последующих глав монографии представляет самостоятельный интерес,
поскольку сам процесс оврагообразования рассматривается как природный, зависящий от комплекса
ландшафтных характеристик, влияние каждой из которых оценивается по статистическим параметрам. В
главе "Морфогенетический анализ эрозионного рельефа" автором приводится классификация эрозионных
форм и подробно, иногда даже излишне, рассматриваются все виды линейных эрозионных врезов. Автором
проанализировано огромное количество оврагов разных типов, находящихся на склонах различной мор¬
фологии, что уже само по себе представляет несомненную ценность.
В главе 3 использован метод выделения элементарных бассейнов в качестве территориальной единицы
для количественной оценки распространения овражной эрозии. По каждому из бассейнов предложен набор
статистических характеристик площадей водосборов, приводятся карты и анализируется распространение по
территории густоты и плотности оврагов. При этом автор предлагает новую статистическую харак¬
теристику - "распределение" густоты и плотности оврагов. При этом он приходит к заключению, что
наблюдаемые характеристики сильно отличаются от "нормальных". Представляется, однако, что пара¬
метры густоты и плотности оврагов и не должны иметь "нормальное" распределение.
В главе 4 рассматриваются факторы оврагообразования. Скрупулезно и добросовестно выполненный
анализ показал практическое отсутствие связи между климатическим фактором, обусловливающим сред¬
немноголетние расходы половодья и заовраженностью. Даже отмечаемая автором связь овражности с
максимальными расходами половодья фактически оказывается обусловленной рельефом (сопоставление
рис. 29 и 32). Не прослеживаются связи между уклонами склона, длинами склонов и густотой овражной сети.
Вместе с тем определенные сочетания средних длин склонов с уклонами водосборных бассейнов являются
условиями, создающими предпосылки для развития эрозионных форм овражного типа.
В Удмуртии грунты сильно варьируют по размываемости, что естественно, влияет на показатели
овражной расчлененности отдельных районов. Характер этого воздействия во многом предсказуем, и
выводы автора о связи размываемости грунтов в заовраженностью не вызывают сомнений. Вместе с тем
расположение пород по степени размываемости на графике рис. 45 не совсем корректно. Песчаные грунты,
1 Рысин И.И. Овражная эрозия в Удмуртии. Ижевск: Изд-во УдмГУ, 1998. 276 с.
90

обладающие высокой размываемостью, но и высокой фильтрационной способностью, без ущерба для
восприятия основной закономерности, должны были следовать по оси абсцисс за группой делювиально-
солифлюкционных суглинков.
Значительный интерес представляет вывод об отсутствии влияния эродируемости почв на густоту
овражной сети. Сам факт того, что именно разрушение почвенного покрова, вне зависимости от его свойств,
играет решающую роль в активизации процесса линейной эрозии отмечается многими исследователями.
Данные И.И. Рысина подтверждают это на примере Удмуртии.
Анализируя всю совокупность природных и антропогенных факторов развития овражной эрозии, автор
приходит к выводу о ведущей роли сведения лесов и распашки земель (глава 5 "Механизм и динамика
современной овражной сети"). Здесь приводятся результаты изучения динамики оврагообразования на
28 ключевых участках в различных районах Удмуртии; этими измерениями с 1978 г. было охвачено
168 оврагов, что позволило выявить региональные особенности скоростей развития оврагов. Такой объем
стационарных наблюдений вообще и за динамикой оврагов, в частности - уникален и не имеет аналогов ни в
России, ни за рубежом.
Продолжительные стационарные наблюдения и данные аэрофотосъемок позволили рассчитать средне¬
годовые показатели роста оврагов и тенденции развития по отдельным регионам, выявившие стадийность
оврагообразовательного процесса. Оцениваются и подробно анализируются многочисленные природные
факторы и характеризуется их влияние на скорости оврагообразования. Полученный автором вывод о
наибольшем влиянии площади привершинного водосбора и высоты вершинного уступа на ежегодный прирост
оврага в длину еще раз подтверждает решающее значение стадии развития в изменении интенсивности
роста. В заключении этой главы автор еще раз подчеркивает громадное влияние на процесс овражной
эрозии деятельности человека. Сведение лесов, распашка земель, освобождает, по образному выражению
И.И. Рысина, "эрозию от ее естественного тормоза - сплошного покрова травянистой или древесно¬
кустарниковой растительности".
Прогнозировать овражную эрозию (глава 6) И.И. Рысин предлагает методом экстраполяции карто¬
графических данных. При этом он использует карты, составленные по материалам аэрофотопланшетов
залетов разных лет, начиная с 50-х годов, в соответствии с которыми выявлена "тенденция" овраго¬
образования для разных регионов республики. Эта "тенденция" характеризуется отношением изменения
протяженности овражной сети к количеству вершин оврагов и длительности анализируемого периода. По
величинам "тенденции" составлена карта, легенда которой имеет 15 градаций. Расчетные величины
"тенденции" согласуются с данными полевых экспедиционных исследований, что позволяет автору говорить
о достоверности результатов прогнозных характеристик и принципиальной возможности применения метода
"тенденции" в целях прогноза развития оврагов. Рассматривается современный тренд овражной эрозии и
делается вывод о его снижении, хотя данные таблицы 6.4, в которой представлена густота сети по трем
временным срезам не достаточно ярко демонстрируют столь категоричное утверждение: за 30-40 лет
средняя густота оврагов уменьшилась лишь на 3,6%.
Последняя 7 глава работы содержит практические рекомендации, во многом опирающиеся на мно¬
голетний опыт автора по изучению основных закономерностей оврагообразовательного процесса, а также
конкретные региональные характеристики современной заовраженности территории Удмуртии и разра¬
ботанные приемы прогноза развития оврагов. В итоге монография И.И. Рысина направлена на решение
практических задач охраны земельных ресурсов. Кроме того, разработанные им методические приемы
анализа оврагообразования по картографическим материалам и материалам натурных обследований должны
найти применение в практике землеустроительных работ и при оценке экологического состояния территорий
с точки зрения опасности развития линейной эрозии.
Оценивая положительно научный уровень монографии и основные выводы о развитии овражной эрозии в
Удмуртии, нельзя не высказать некоторые частные замечания. Так непонятно, как при "нулевой" густоте
может быть значимая величина плотности оврагов (рис. 21). Странно выглядят графики, на координатных
осях которых приведены отрицательные значения густоты и плотности, тем более, что на графики нанесены
фактические параметры заовраженности территорий. Есть некоторые неувязки в таблицах 3.9 и 3.10. При
большем количестве вершин (4330 ед.) в таблице 3.9, плотность равна 0,099 ед/км2. При меньшем
количестве вершин (4125 ед.) в таблице 3.10 плотность - 0,24 ед/км2. Оставляет желать лучшего
полиграфическое качество книги.
В целом, книга И.И. Рысина - заметное явление в геоморфологии, и она бесспорно займет достойное
место среди овраговедческой литературы.
Е.Ф. Зорина, Р.С. Чалов
9\

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
No 2
апрель-июнь
1999
ХРОНИКА
МЕЖВУЗОВСКОЕ ПЛЕНАРНОЕ СОВЕЩАНИЕ ПО ПРОБЛЕМЕ
ЭРОЗИОННЫХ, РУСЛОВЫХ И УСТЬЕВЫХ ПРОЦЕССОВ
29 сентября - 1 октября 1998 г. в городе Пскове на базе Псковского государственного педагогического
института состоялось 13-е пленарное совещание Межвузовского научно-координационного совета по
проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов при МГУ.
Это уже второе собрание научных работников российских вузов, все тяготы по организации которого
берет на себя естественно-географический факультет Псковского государственного педагогического ин¬
ститута (в 1994 г. здесь проходил научный семинар молодых ученых вузов, объединяемых Межвузовским
научно-координационным советом при МГУ).
Совещание, по общему мнению, было продуктивным и интересным. Открыл совещание зав. кафедрой
географии Псковского государственного педагогического института проф. В.Н. Лещиков, который во
вступительном слове обрисовал основные направления научно-педагогической работы. В качестве главных
достижений этой работы он продемонстрировал великолепно изданный "Атлас Псковской области". Более
подробную информацию о разработке проблем эрозионных и русловых процессов на естественно-гео¬
графическом факультете Псковского педагогического института представил О.М. Татарников.
С информацией о работе Межвузовского научно-координационного совета за период с сентября 1997 г. по
октябрь 1998 г. выступил председатель Совета Р.С. Чалов. Он констатировал, что в 1998 г. продолжалось
сокращение русловых исследований в натурных и лабораторных условиях, полное или частичное
прекращение проведения мероприятий по регулированию русел и русловыправлению. Это резко конт¬
растирует с успехами зарубежных специалистов даже в странах со сходной экономической ситуацией в
области физического моделирования процессов переформирования русла (КНР).
В работе совещания приняли участие научные сотрудники и профессорско-преподавательский состав
российских университетов (Московского, Казанского, Российского гидрометеорологического, Московского
строительного, Пермского, Башкирского, Удмуртского) и институтов (Псковского педагогического, Воло¬
годского политехнического), а также аспирант Хохайского университета (Нанкин, КНР). За два дня работы
было заслушано и обсуждено 34 доклада, посвященных широкому спектру вопросов по проблеме
эрозионных, русловых и устьевых процессов. Условно они могут быть разделены на три группы: 1) проб¬
лемные и теоретические доклады по итогам многолетних исследований; 2) доклады по региональным
вопросам и 3) доклады и сообщения по методике научных исследований.
Большинство докладов из первой группы были доложены на пленарном заседании 29 сентября. Н.Б.
Барышников (Российский гидрометеорологический университет) в своём кратком, но емком выступлении
обрисовал комплекс проблем, связанных с речными поймами (расчет пропускной способности русел с
поймами, продолжительность и глубина затопления пойм, происхождение и типизация пойм, морфоло¬
гические характеристики поймы, антропогенное воздействие на поймы), и предложил ряд путей для их
решения. В.Н. Михайлов (МГУ) обратил внимание на неразработанность понимания существа устьевых
процессов, несмотря на многолетнюю историю таких исследований. Им был дан исчерпывающий анализ
современных представлений о сущности устьевых процессов и рассмотрена эволюция толкования об¬
щепринятых терминов. В докладе А.П. Дедкова и В.И. Мозжерина (Казанский университет) был поднят
важнейший вопрос современного эрозиоведения - об антропогенной трансформации стока наносов на Земле.
Имеющийся в их распоряжении банк данных по 4500 пунктам позволяет количественно оценить роль
антропогенного фактора в развитии эрозии. Эти данные подтверждают известное предположение, что
наиболее мощным и глобальным фактором изменения эрозии и стока наносов является уничтожение лесов и
развитие земледелия.
Остальные доклады первой группы по своей сути представляли квинтэссенцию завершенных докторских
92

или кандидатских диссертаций, основу которых составляли многолетние научные исследования. В докладе
К.М. Берковича (МГУ) детально рассматривались вопросы устойчивости речных русел и их реакция на
разнообразные антропогенные воздействия. Достаточно убедительно доказывалось, что при всех видах
нарушений в системе поток - русло возникающие несоответствия между транспортирующей способностью
потока и расходом наносов, формой русла и продольным уклоном приводят к интенсивным направленным
деформациям. В то же время докладчик обращал внимание на относительную устойчивость и гибкость
системы река - русло, которая способна сопротивляться сильному антропогенному прессу. Л.Ф. Литвин
(МГУ) в своем докладе четко сформулировал основные географические задачи исследования и проблемы
оценки эрозии почв. По мнению докладчика, основной задачей является оценка характера и особенностей
территориального распределения эрозии почв, а проблемы оценки заключаются в разработке и обосновании
методов обособления однородных по проявлению процессов, учета внутренней пространственно-временной
неоднородности факторов стока и в определении вероятностных характеристик многоцелевых прогнозов.
O.	М. Татарников познакомил участников совещания с основными положениями своей будущей докторской
диссертации об особенностях флювиальных процессов в ледниковых областях. По его мнению, наибольшая
эффективность деятельности флювиальных процессов и ее морфологическая выраженность достигается в
условиях таяния пассивных и мертвых льдов. Первоначально поверхностный сток талых вод становится
затем внутриледниковым, что совместно с процессами гляциокарста и термоэрозии приводит к расчленению
единого массива неподвижного льда на отдельные блоки глубокими гляциокарстово-эрозионными долинами.
Большой интерес вызвал совместный доклад Р.С. Чалова (МГУ) и Лю Шугуана (Хохайский университет) по
сравнительному анализу морфологии и динамики русел крупнейших рек Китая и России. Многопроводность и
огромный сток наносов рек Янцзы и Хуанхэ обусловили удивительную неустойчивость их русел,
выражающуюся в интенсивном блуждании русла и смещении излучин, систематической аккумуляции рус¬
ловых наносов и постоянной угрозе наводнений. Важным условием развития русел китайских рек являются
дамбы, возведенные на участках широкопойменного русла и служащие фактором ограничения гори¬
зонтальных деформаций. Великолепной иллюстрацией к докладу стал показ цветных слайдов и рассказ
P.	С. Чалова о поездке в Китай.
Доклады второй группы носили региональный характер и охватывали широкий спектр вопросов эрозии
почв, русловых и устьевых процессов. Наиболее интересными и информационно насыщенными в этой серии
были сообщения А.А. Белякова (Московский строительный университет) о проблеме реконструкции Волго-
Каспия (история и современность); Тарзаевой Н.В. и Болысова С.И. (МГУ) о роли сезонной мерзлоты в
развитии регрессивной эрозии на Русской равнине; В.Н. Коротаева и Д.Б. Бабича (МГУ) об особенностях
морфолитодинамики устьевого бара р. Яны и способах регулирования устья реки; А.А. Левашова и
И.А. Левашовой (Российский гидрометеорологический университет) о роли сходимости и расходимости
водных потоков в деформациях русла и поймы; В.И. Мозжерина и А.Н. Шарифуллина о соотношении между
механической и химической денудацией; А.Ю. Сидорчука и А.В. Панина об основных этапах эволюции
нижней Вычегды в позднем плейстоцене-голоцене; Н.Н. Назарова (Пермский университет) об
орографических осадках и эрозионных процессах в Пермском Предуралье.
Доклады третьей группы в той или иной степени затрагивали вопросы методики полевых и ла¬
бораторных исследований, некоторые из которых вызвали живейший интерес оригинальностью решений.
Это, прежде всего, доклады Н.И. Алексеевского о способах регламентации природопользования для целей
оздоровления малых рек урбанизированных территорий; О.П. Ермолаева (Казанский университет),
продемонстрировавшего использованные им методические подходы при создании электронного Атласа
"Эрозия почв на востоке Русской равнины"; А.Н. Кичигина и Л.Н. Яновской (Вологодский политехнический
институт) о возможостях учета геоморфологических особенностей территории при прогнозировании
изменений состояния эрозионно-аккумулятивных систем; А.А. Перевощикова (Удмуртский университет) о
методике составления балансовых эрозионно-аккумулятивных моделей на примере малых рек Удмуртии;
В.Н. Голосова, Н.Н. Ивановой и А.В. Панина (МГУ) о методике использования радиоизотопов цезия для
выяснения особенностей переотложения наносов в пределах балочного водосбора (на примере бассейна
р. Локны).
Все доклады и сообщения, включенные в программу совещания, были опубликованы в виде сборника
материалов "13-е пленарное межвузовское координационное совещание по проблеме эрозионных, русловых и
устьевых процессов" (Псков, 1998).
В ходе научной дискуссии участники совещания отметили, что несмотря на существующие в настоящее
время сложности, реализация научных программ и характер исследований сохраняются на достаточно
высоком уровне, о чем свидетельствует содержание представленных докладов. Особое внимание вы¬
ступавших было уделено проблеме терминологии, местным названиям и жаргонным выражениям в научной
литературе. Неожиданной иллюстрацией к этой теме стало выступление Н.Н. Назарова, решившего про¬
должить дискуссию об особенностях современного толкования термина "овраг", поднятого на страницах
журнала "Геоморфология" (№ 4 - 1997 г. и № 2 - 1988 г.). Выступившие Е.Ф. Зорина, Л.Ф. Литвин и
А.В. Панин обратили внимание участников совещания на нецелесообразность толкования термина "овраг"
93

как антропогенной формы. Единодушным было мнение о продолжении уже сложившейся традиции за¬
слушивать подготовленные диссертационные работы, чтобы авторитетом собрания поддерживать перспек¬
тивные научные направления.
В решении по результатам совещания было отмечено, что несмотря на общий экономический и
финансовый кризис большинство российских вузов продолжают научные исследования в области эрозионных,
русловых и устьевых процессов. За отчетный период (1997-98 гг.) было проведено два рабочих совещания в
Волгограде и Львове, выпущён сборник докладов и сообщений, включающий материалы Псковского и
Волгоградского совещаний. По согласованию с представителями вузов-соисполнителей проблемы принято
решение о проведении очередного пленарного совещания Совета в г. Уфе в сентябре 1999 г. на базе
Башкирского государственного университета и рабочего совещания по теме "Водосбор - малые реки" в
г. Ижевске на базе Удмуртского государственного университета. Решено также организовать издание
итогового за пятилетие сборника трудов вузов, объединяемых Межвузовским координационным Советом.
Участники совещания сочли целесообразным обратиться с письмом в Госкомэкологию с предложением
поручить вузам-соисполнителям по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов составление
экологических паспортов малых рек России с предварительной разработкой методики их создания.
Руководство Межвузовского научно-координационного совета и участники совещания выразили бла¬
годарность Псковскому государственному педагогическому институту, взявшему на себя труд по орга¬
низации совещания, публикации материалов и проведению научно-культурной экскурсии.
В.Н. Коротаев
94

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 2
апрель-июнь
1999
ПОТЕРИ НАУКИ
Памяти Марии Самойловны Калецкой
(1906-1998)
4 сентября 1998 г. скончалась Мария Самойловна Калецкая - старейший научный сотрудник Института
географии. Завершилась долгая жизнь замечательного человека и крупного ученого. Марию Самойловну
глубоко чтили все, кто ее знал. Не часто встречаются люди такой истинной доброты, стойкости духа,
постоянного интереса к людям, событиям, к новому в науке.
Мария Самойловна родилась 21 апреля 1906 г. В 1929 г. окончила Географическое отделение Мос¬
ковского Университета и сразу стала работать по освоению Восточной Сибири и европейского Севера
России в Институте Геодезии и Картографии при ГГИ-ВСНХ СССР как инженер-географ. Одной из первых
ее работ была карта Ангаро-Енисейского района.
С 1935 г. Мария Самойловна сотрудник Института Географии АН СССР (тогда Институт Физической
Географии). Это были годы становления Института. М.С. Калецкая оказалась в числе тех, кто формировал
круг научных проблем, определял направления исследований.
К 1939 г. М.С. Калецкая завершает свои исследования на Алтае, защитив в качестве диссертации
сводную работу по геоморфологии этого региона. Затем последовал продолжительный цикл работ в горах
Казахстана и Киргизии. Рядом с Марией Самойловной и ее мужем, Сергеем Николаевичем Матвеевым,
тоже геоморфологом, работали географы других направлений - Г.А. Авсюк, М.И. Иверонова, М.А. Гла-
зовская, Л.Н. Соболев и многие другие.
В Алма-Ате в 1945 г. была издана Геоморфологическая карта гор юго-восточного Казахстана и рас¬
ширенная пояснительная записка к ней - книга "Горы юго-восточного Казахстана", авторы М.С. Калецкая,
Г.А. Авсюк, С.Н. Матвеев. Это была первая опубликованная геоморфологическая карта м-ба 1 : 1 000 000.
В последующие годы при активном участии М.С. Калецкой и ее коллег была основана первая физико-
географическая Тянынаньская станция для изучения природных процессов в горах.
В 1948 г. по нелепому обвинению Сергей Николаевич был арестован, на следующий год та же учесть
постигла Марию Самойловну.
После пятилетнего пребывания в лагере, после потери близких и разрыва старых сложившихся связей, в
пожилом возрасте она вернулась к творческой работе и стала моральной опорой для других людей. Мы сно¬
ва увидели Марию Самойловну - доброжелательную, приветливую, трудолюбивую. Никто не удивился,
когда на одном из праздничных вечеров ее выбрали "Мисс Геоморфология".
Мария Самойловна почти два десятилетия посвятила активной и плодотворной научной работе в Коми-
Ненецком геологическом управлении и Институте географии, снова направила свои научные интересы на
европейский Север и горные районы юга страны. Был собран уникальный материал по условиям залегания
морских и древнеледниковых отложений, строению речных долин. Была предложена новая концепция после¬
довательности тектонических движений европейского Севера в новейшее время, изложенная в научных
статьях и монографиях.
Влияние личности Марии Самойловны - благородной и деятельной, ощутили геоморфологи нескольких
поколений. Добрая память о Марии Самойловне будет жить долго.
Друзья, коллеги - геоморфологи ИГРАН
95

Памяти болгарского геоморфолога В.И. Попова
Скорбная весть пришла из Болгарии - 15 октября 1998 г. на 86-м году жизни скончался известный
болгарский геоморфолог, карстовед, спелеолог, рекреационный географ и наш старый друг Владимир Иор-
данович ПОПОВ. Он внес крупный вклад в комплексную региональную геоморфологию и географию вос¬
точной части Балканского п-ова. Был признанным лидером болгарского географического карстоведения,
одним из инициаторов развития спелеотуризма, изучения береговых процессов, экологической геомор¬
фологии и рекреационной географии черноморского побережья. В.И. Попов был страстным певцом красот
своей Родины, ее рельефа, уникальных ландшафтов, которым посвящены многие его книги. Он останется в
нашей памяти как прекрасный человек, обаятельный и верный товарищ, который много сделал для развития
дружбы и сотрудничества между болгарскими и российскими географами.
Л.И. Алексеева, И.С. Благоволин,
С.К. Горелов, Р.П. Зимина,
Г.М. Л anno,
Д.А. Лилиенберг,Л.Г. Никифоров, Д.Д. Табидзе,
П.В. Федоров, Н.Ш. Ширинов
Главный редактор Д.А. Тимофеев
Редакционная колле г и я:
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 16.02.99	Подписано в печать 15.03.99
Офсетная печать	Уел. печ. л. 9,1 Уел. кр.-отт. 3,2 тыс.
Тираж 346 экз. Зак. 2366
Формат бумаги 70 х 100V16
Уч.-изд. л. 9,1 Бум. л. 3
96
Адрес редакции: 109017 Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 29
Институт географии РАН, тел. 238-03-60
Отпечатано в типографии "Наука", 121099, Москва, Шубинский пер., 6

Индекс 70215
«НАУКА»
ISSN 0435-4281	Геоморфология, 1999, № 2