Российская академия наук
ISSN 0435-4281
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
2001

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
РОССИЙСКАЯ
АКАДЕМИЯ
НАУК
МОСКВА
АПРЕЛЬ-ИЮНЬ
No 2 - 2001
ЖУРНАЛ ОСНОВАН
В 1970 ГОДУ
ВЫХОДИТ
4 РАЗА В ГОД
СОДЕРЖАНИЕ
Буланов С.А. Геоморфологические механизмы: разработка понятийного аппарата и опыт его приме¬
нения 	 3
Уфимцев Г.Ф. Междугорья в структуре новейших орогенических поясов континентов	 13
Панин А.В., Сидорчук А.Ю., Баслеров С.В., Борисова О.К., Ковалюх Н.Н., Шеремецкая Е.Д. Ос¬
новные этапы истории речных долин центра Русской равнины в позднем валдае и голоцене: ре¬
зультаты исследований в среднем течении р. Сейм	 19
Методика научных исследований
Аржанникова А.В. Опыт применения информационного анализа при морфометрическом изучении зон
влияния главных активных разломов юго-западного Прибайкалья	 35
Фроль В.В., Ильин А.В. Методы математической статистики в исследовании подводного рельефа.... 40
Научные сообщения
Вахрушев Б.А., Клюкин А.А. Криогенные процессы Крымских яйл	 48
Добровольская Н.Г., Зорина Е.Ф., Кирюхина З.П., Литвин Л.Ф., Никольская И.И., Прохорова С.Д.
Бассейновая эрозия и флювиальная денудация центра Русской равнины	 55
Злотина Л.В. Современный русловой аллювий р. Белой и влияние на него интенсивной антропогенной
нагрузки	 61
Любимов Б.П., Ковалев С.Н. О механизме формирования вершин овражных врезов в гумидной зоне	66
Махинов А.Н., Чалов Р.С., Чернов А.В. Размывы берегов на Среднем Амуре	 72
Смирнов В.Н., Галанин А.А., Глушкова О.Ю., Пахомов А.Ю. Псевдосейсмодислокации в горах При-
магаданья	   81
Щетников А.А. Геоморфология Тункинского рифта	 93
Хроника
Григорьев Г.Н., Хрисанов В.А. XXV Пленум Геоморфологической комиссии РАН	 104
Зорина Е.Ф., Литвин Л.Ф. 15-ое пленарное совещание межвузовского научно-координационного со¬
вета по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов при МГУ	 105
Потери науки
Памяти Алексея Ивановича Спиридонова	 108
Памяти Льва Георгиевича Никифорова	  110
© Российская академия наук,
Отделение океанологии, физики атмосферы и географии.
Институт географии, 2001 г.
1

GEOMORPHOLOGY
RUSSIAN
ACADEMY
OF SCIENCES
MOSCOW
APRIL-JUNE
№ 2 - 2001
QUARTERLY
FOUNDED 1970
CONTENTS
Bulanov S.A. Geomorphologic mechanisms: the development of concepts and example of application	 3
Ufimtsev G.F. Intermountain areas in the young continental orogenic belts	 13
Panin A.V., Sidorchouk A.J., Baslerov S.V., Borisova O.K., Kovalyukh N.N., Sheremetskaya E.D.
The main stages of river valley development during Late Valdai and Holocene (the middle Seim river basin
as an example)	 19
Methods of Research
Arzhannikova A.V. Information analysis in morphometry of action area of the main active faults in the SW
Cisbaikalian	 35
Frol'V.V., H'yin A.V.I. Statistical methods in submarine relief investigations	 40
Short communications
Vakhrushev B.A., Klyukin A.A. Cryogenic processes of Yailas in Crimea	 48
Dobrovol'skaya N.G., Zorina E.F., Kiryukhina Z.P., Litvin L.F., Nikol'skaya I.I., Prokhorova S.D.
Basin erosion and fluvial denudation at the central part of the Russian Plain	 55
Zlotina L.V. Contemporary channel alluvium of Belaya river and strong human impact on it	 61
Lyubimov B.P., Kovalev S.N. On the mechanism of gulley's head formation in the humid zone	 66
Makhinov A.N., Chalov R.S., Chernov A.V. River bank erosion at the middle Amur	 72
Smirnov V.N., Galanin A.A., Gloushkova O.J., Pakhomov A.J. Pseudosesmodislocations in the moun -
tains near Magadan	   81
Schetnikov A.A. Geomorphology of Tunkin rift	 93
Chronicle
Grigor'ev G.N., Khrisanov V.A. XXV Plenary Session of Commission on Geomorphology of RAS	 104
Zorina E.F., Litvin L.F. 15th Plenary Session of the High School Scientific Board on the problem of
erosion, channel and river mouth's processes at MSU	 105
Obituaries
To the memory of Alexey Ivanovitch Spiridonov	 108
To the memory of Lev Georgievitch Nikiforov	 110
2

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№2
апрель-июнь
2001
УДК 551.4.01 :001.4
© 2001 г. С.А. БУЛАНОВ
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ МЕХАНИЗМЫ: РАЗРАБОТКА ПОНЯТИЙНОГО
АППАРАТА И ОПЫТ ЕГО ПРИМЕНЕНИЯ
Понятие ’’механизм", заимствованное из техники, широко применяется в различных
науках, в том числе и в геоморфологии. Этот термин встречается и в теоретических, и
практических работах, причем изучению "геоморфологических механизмов" или "меха¬
низмов формирования рельефа" обычно придается большое значение [1, 2]. Между
тем в настоящее время эти понятия еще не имеют четких определений, нельзя их
найти и в справочной литературе, в том числе и специализированной [3]. Если же
такого рода механизмы правомочно выделять как природные феномены, то они, на
наш взгляд, заслуживают большего внимания и нуждаются в теоретическом иссле¬
довании. Этой проблеме и посвящено настоящее сообщение. Разработка представле¬
ния о геоморфологическом механизме и его апробация проводилась на региональном
материале - зоне сочленения Памира и Тянь-Шаня [4].
Двойственный подход к понятию "механизм" и его соотношение
с понятием "процесс"
В технике под механизмом подразумевается "система тел, предназначенная для
преобразования движения одного или нескольких тел в требуемые движения других
твердых тел" [5, с. 797]. Применительно к естественным процессам и явлениям смысл
этого понятия может быть несколько иной: "механизм - это... совокупность проме¬
жуточных состояний и процессов, которые претерпевает какое-либо физическое,
химическое и т.п. явление, например механизм какой-либо химической реакции,
механизм излучения и т.п." [6, с. 444]. Таким образом, в естествознании понятие
"механизм" близко к понятию "процесс" (который определяется как ”...1. последова¬
тельная смена явлений, состояний в развитии чего-нибудь; 2. совокупность после¬
довательных действий для достижения какого-либо результата" [6, с. 526]). Разница
между ними видится в том, что при рассмотрении процесса констатируется сам факт
изменений и описывается при этом внешняя сторона явления, тогда как механизм
подразумевает также раскрытие сущности происходящих изменений.
Разночтение в подходах к определению понятия "механизм", восходит к тому, что в
одних случаях речь идет об искусственных объектах (сооружениях), а в других
(в большинстве своем) - о схемах, иллюстрирующих протекание естественных (по
преимуществу) процессов. В отношении искусственных объектов сначала формируется
идея (представление о механизме), а затем она получает материальное воплощение.
Составные части (звенья) сначала проектируются, а затем создаются и комбини¬
руются таким образом, чтобы их совместное действие давало желаемый результат.
Естественные механизмы формируются стихийно, и об их существовании мы узнаем
через результат их функционирования (например, изменение в рельефе). Основная
задача в данном случае состоит в обратном: путем изучения тех или иных результатов
3

(например, форм рельефа) создать адекватные им логические конструкции - пред¬
ставления о механизмах возникновения и развития этих форм.
Еще одно различие: искусственные механизмы, как правило, создаются дискрет¬
ными, обособленными друг от друга в пространстве элементами, а их комбинация
чаще всего не обладает собственным функциональным назначением (десять авто¬
мобилей не образуют механизма более высокого уровня); дискретны и детали, из
которых они состоят. У естественных механизмов объем и содержание определяются
функциональным назначением. Большинство такого рода механизмов можно рас¬
сматривать одновременно и как часть более крупного механизма, и как совокупность
мелких (механизм формирования конкретной долины является и составной частью
общего механизма расчленения и состоит в свою очередь из механизмов формирования
русла, террас, склонов и т.д.). Вполне возможно, что два (или несколько) природных
механизма имеют общую часть (например, формирование холма и прилегающего к
нему понижения объединяет создание и трансформация общего для них склона).
Можно говорить также о постепенности (континуальности) перехода друг в друга, как
самих механизмов, так и слагающих их элементов (в противоположность деталям
машин), поскольку в природе нередко невозможно провести жесткую границу между
ними.
Есть еще одно различие, которое представляется существенным: искусственные ме¬
ханизмы, как правило, неизменны; состоят из частей, которые в идеале не должны
быть изнашивающимися. Превращения происходят не с ними, а с веществом и энер¬
гией, на которые они направлены и которые используют. В природе, особенно в не¬
живой, чаще трансформируются те же тела, которые входят в состав стихийно функ¬
ционирующих комплексов; они нередко возникают и исчезают в результате действия
тех или иных механизмов (или вместе с ними). Часто эти изменения является сущ¬
ностью последних, которые, соответственно, эволюционируют, меняют размеры и
облик.
Вместе с тем есть нечто общее в применении этого термина и в сущности самих
механизмов. Как в случае искусственных, так и естественных агрегатов, подразуме¬
вается совокупное действие нескольких разнородных физических объектов (система
тел). Результат их объединенного действия не случаен: он производит наблюдаемый (в
природе) или требуемый (в технике) эффект только при соблюдении необходимых
условий функционирования механизма. Например, часовая стрелка передвинется с
заданной скоростью только в исправных часах, и это обусловлено не только наличием
всех необходимых деталей, но и их правильным расположением, отсутствием помех
для вращения, взведенной пружиной и т.д. Химическая реакция протекает не только в
зависимости от наличия реагирующих компонентов, но и часто только в присутствии
катализатора, при соответствующей температуре, давлении и т.д. Иными словами,
выделяется определенная группа факторов, задающая последовательность работы
механизма и характерные стадии того изменения, которое он вызывает [7].
Представление о механизме в геоморфологии
Изменение рельефа тоже можно рассматривать как явление, имеющее характер¬
ные черты стадии протекания и вызывающееся сочетанием процессов [1,2, 8-10]. При
морфогенезе также преобразуется энергия, в нем участвует определенная сово¬
купность тел, он происходит последовательно и при определенных обстоятельствах
(факторах). Рельефообразующие процессы, как известно, затрагивают литосферу и
непременно сопровождаются (фактически являются следствием) изменениями в не¬
котором геологическом объеме (процессы сноса и накопления, деформации, мета¬
морфизма и т.д.) [8].
Явления, которые обусловливают изменение геологических тел, часто выходят за
рамки литосферы и включают в себя процессы, происходящие в других оболочках
Земли. Поэтому под геоморфологическим механизмом мы предлагаем рассматривать
4

совокупность процессов в литосфере в других (главным образом во внешних) сферах и
вызывающих их явлений, взаимосвязанное действие которых обусловливает
закономерные изменения в рельефе (или поддерживает его некоторое динамически
устойчивое состояние). При этом можно говорить о собственно геоморфологическом
механизме как способе осуществления какого-либо процесса (эрозии, аккумуляции и
т.д.), так и о рельефообразующем механизме (или механизме формирования рельефа),
когда речь идет о создании конкретных типов, форм или элементов рельефа.
Характеристика объекта исследования
Рельеф зоны сочленения Памира и Тянь-Шаня представляет собой совокупность
горных сооружений и разделяющих их понижений Таджикской депрессии, а также
продолжающих на востоке их хребтов Петра Первого и Заалайского. Единая в мор¬
фоструктурном плане область распространения дислоцированных мезозой-кайнозойских
осадочных толщ, расположенная между массивами домезозойской консолидации Север¬
ного Памира и Тянь-Шаня, уникальна по разнообразию геоморфологических обста¬
новок (размах высот более 6 км). Здесь, пожалуй, как нигде ярко проявились и
продолжаются горообразование и ряд сопутствующих ему процессов. Исключительно
высоки скорости новейших и современных движений: плиоцен-четвертичные толщи
подняты на высоту более 4 км [11, 12], дислоцированы даже верхнеголоценовые
отложения [13]; имеются примеры деформаций, произошедших в историческое время
[14]; высокие скорости экзогенного морфогенеза [15, 16]. Хорошая изученность
рельефа и внутреннего строения зоны сочленения [17-23], обилие данных по ее
геодинамике (в т.ч. инструментальных) [24] позволили применить представление о
геоморфологическом механизме как для исследования специфического для региона
орогенического процесса, так и для изучения становления наиболее показательного в
ее пределах горного сооружения (хребет Петра Первого) как конкретной формы
рельефа [25]. На примере этой области были рассмотрены разномасштабные
геоморфологические механизмы и их взаимодействие.
Описание процесса - динамическая схема механизма
Первым шагом на пути формирования представления о геоморфологическом меха¬
низме должна быть констатация самого факта его существования. Основание для
этого дает история развития рельефа, которая выявляет его изменения, различные по
характеру, масштабу, скорости и направлению. Полагая, что за каждое такого рода
изменение, т.е. геоморфологический процесс, ответственен свой механизм, следует по¬
казать последовательность смены состояний, которая будет демонстрировать картину
постепенного однонаправленного перехода одной формы рельефа (или геоморфо¬
логические обстановки) к другой. Собственно говоря, это классическая для геоморфо¬
логии задача, решаемая с помощью традиционных методов. Однако, выстраивая ряд
состояний рельефа, важно не допустить ошибки в определении его крайних членов.
Они должны принадлежать разным морфогенетическим категориям и различаться
принципиально: исходное состояние не должно быть связано с данным механизмом, а
конечное обязано демонстрировать кульминационную стадию развития геоморфо¬
логического процесса. Совокупность состояний рельефа, таким образом, образует
гомологический ряд, который предлагается назвать динамической схемой геоморфо¬
логического механизма.
Мезозой-кайнозойские осадочные породы достигают на востоке зоны сочленения
Памира и Тянь-Шаня высоты 6610 м (пик Курумды в Заалайском хребте). Этот
своеобразный феномен геодинамической активности уступает мировую пальму пер¬
венства только г. Кайлас (6710 м) в одноименном хребте в Трансгималаях (юго-
западный Тибет). Показателен как кульминационная стадия орогенеза и другой
фрагмент зоны сочленения - западная ветвь хребта Петра Первого (в его пределах
5

Рис. 1. Динамическая схема механизма складчатого горообразования в зоне перехода от Памира к Тянь -
Шаню
/ - структуры домезозойской консолидации фундамента; 2 - гипсоносная толща верхней юры; 3 - песчаники
нижнего мела; 4 -глины, гипсы и известняки верхнего мела; 5-глины, алевриты и гипсы палеоцена
и эоцена; 6 - олигоцен-неогеновая моласса; 7 - четвертичные конгломераты
мезозой-кайнозойский комплекс поднят до высоты 5441 м): она целиком сложена
молодыми складчатыми структурами [26-27].
Вопрос об исходном, предорогенном облике рельефа зоны сочленения не решается
однозначно. Выделяемые некоторыми исследователями поверхности выравнивания
должны указывать на эпохи тектонической стабильности и общей планации терри¬
тории; следовательно, в качестве исходного рельефа должна была бы рассматриваться
холмистая денудационная равнина типа пенеплена [22, 23, 28 и др.]. Однако су-
6

ществуют резкие разночтения в возрастной и генетической трактовке выровненных
участков, налицо условность и схематичность их выделения в зоне сочленения. Также
настораживает кратковременность этапа (плиоцен-четвертичное время), в течение
которого должно было неоднократно образовываться и уничтожаться глубокое
расчленение. Эти обстоятельства склоняют других авторов к выводу, что горным
сооружениям предшествовала аккумулятивная равнина межгорного прогиба, сущест¬
вовавшая между Памиром и Тянь-Шанем в мезозое и кайнозое [20, 21 и др.].
В качестве фрагментов зоны аккумуляции, дошедших до нашего времени можно
рассматривать широкие долины и межгорные впадины на юго-западе Таджикской
депрессии. По направлению к северо-востоку от верхнего течения Амударьи наблю¬
дается уникальная по последовательности и выразительности смена геоморфоло¬
гических обстановок зоны сочленения, начинающаяся от адыроподобных возвы¬
шенностей и продолжающаяся хребтами разной высоты. Абсолютные отметки,
морфология и морфометрические показатели изменяются постепенно, что позволяет
использовать различные части зоны сочленения как аналоги промежуточных стадий
формирования высокогорного рельефа, необходимых для динамической схемы соот¬
ветствующего механизма. В литературе неоднократно подчеркивалось, что просле¬
живание геологических структур и орографических элементов вдоль их простирания
позволяет как бы совершить своеобразную экскурсию во времени, т.к. западные их
части демонстрируют предшествующие стадии развития восточных, и наоборот
[18, 20-23 и др.]. Иными словами, представляется возможность иллюстрировать гео-
динамическую схему орогенеза реально существующими геоморфологическими обста¬
новками, которые соответствуют палеогеографическим реконструкциям.
Аналогично построение геодинамической схемы механизма расчленения орогена,
который действует параллельно с горообразованием, но на мезоуровне, осложняя
создаваемые им сооружения. Последовательное превращение пластовой равнины,
типичной для сохранившихся участков прогиба на западе, недавно вышедших из сфе¬
ры аккумуляции, в сочетание глубочайших ущелий и островершинных гребней
альпийского облика в северном обрамлении Памира запечатлено в облике распо¬
ложенных между ними хребтов Таджикской депрессии (рис. 1).
Исследования показали, что развитие рельефа зоны молодого складчатого пояса
нельзя сводить только к горообразованию и сопровождающему его расчленению.
В части региона, а именно в северной, пограничной с палеозоидами Тянь-Шаня полосе
орогенез отсутствует, и наблюдаются явления разрушения высокогорного рельефа на
макроуровне - снижение орогена по фронту надвигания аллохтона (механизм тектоно-
гравитационного разрушения орогена) и мезоуровне - планация расчлененного релье¬
фа (механизм тектонического выравнивания в вершинном поясе). Они запечатлены на
северных склонах хребтов Вахшского, Заалайского и особенно Петра Первого,
которые послужили источником для построения соответствующих геодинамических
схем [4, 29-33].
Образующиеся в результате разрушения орогена выровненные пространства под¬
вергаются новому расчленению. Различные его формы, широко распространенные
вдоль северных подножий указанных выше хребтов, позволили создать геодинами-
ческую схему еще одного механизма (повторного расчленения северного макросклона).
Кинематическая схема
Если динамическая схема, иллюстрирующая изменение рельефа, - заявка на обна¬
ружение механизма, то доказательством его существования должна послужить схема
взаимодействия его составных частей (материальных тел, сопутствующих явлений и
процессов меньшего масштаба), или кинематическая схема. Явления и процессы могут
быть как внешними по отношению к деформируемому геологическому объему, так и
внутренними, т.е. происходящими в нем самом. Установлено, что тектонические
напряжения в зоне сочленения Памира и Тянь-Шаня реализуются в мезозой-кайно-
7

Рис. 2 Кинематическая схема механизма складчатого горообразования в зоне перехода от Памира к Тянь-Шаню
1 - пласт прочных известняков (К2), 2 - разрывные нарушения, 3 - направление скольжения по пластичной толще, 4 - обрушение аллохтона и трансформация
складок в надвиговые чешуи, 5 - вязкопластичное выдавливание в ядрах синклиналей, 6 - увеличение толщины осадочной призмы, 7 - движение блоков автохтона

зойском осадочном чехле. Он сорван с основания, продолжает дисгармонично сми¬
наться и субгоризонтально перемещаться в северо-западном направлении по солегип¬
соносной толще У3, исполняющей роль своеобразной смазки [18-21]. Параллельно
происходит общее смятие сорванной толщи, которое сопровождается сокращением ее
площади и увеличением мощности. Непосредственным следствием этих процессов
является рост горного сооружения, несмотря на то, что фундамент под ним постоянно
погружается (рис. 1). Такова в общих чертах кинематическая схема механизма склад¬
чатого горообразования.
В регионе представлен широкий спектр экзогенных процессов: эрозионных, кар¬
стовых, гравитационных, гляциальных и др. Вместе с тем исследования показали, что
кинематика расчленения растущего складчатого орогена не сводится только к дену¬
дации. Параллельно и взаимосвязанно с ней на увеличение высотных контрастов
работает дифференцированный подъем сорванных масс осадочного чехла депрессии.
Такого рода эндогенная составляющая расчленения реализуется разворотом пластов и
их послойным скольжением в процессе складчатости. Суммарное действие, как видно
на рис. 2, в любом случае (прямой или обращенный складчатый рельеф, монокли¬
нальное залегание) ведет к ускоренному росту гребневых частей хребтов по
отношению к долинам и нижним частям склонов [33, 34].
Кинематика разрушения орогена по фронту надвигания аллохтона, которое можно
наблюдать на севере зоны сочленения, хорошо увязывается с данными о трансфор¬
мации складчатых структур в систему чешуйчатых покровов [9, 18-20]. Для хребта
Петра Первого нам удалось выделить 4 типа трансформации: пологое надвигание
лежачей складки, ведущее к формированию куполовидного междуречья; отседание
крупных блоков и формирование грабенов растяжения, которые заполняются соле¬
гипсоносными массами в результате их выжимания; оползание пластичных ядер
синклиналей и формирование уступов по крутопадающим пластам известняков;
надвигание складчатого монолита [4].
Планация рельефа в вершинном поясе, сопровождающая разрушение орогена, обус¬
ловлена параллельным и взаимосвязанным действием эндогенных и экзогенных про¬
цессов. Первые представляют собой торошение и растяжение верхней надвиговой
пластины, в результате чего верхние звенья эрозионной сети оказываются отрезан¬
ными от базиса денудации по системе сбросо-сдвигов; вторые - гравитационное рассе-
дание междуречий, местное перераспределение обломочного материала и криоплана-
ция, которые ведут к снижению водоразделов и заполнению локальных понижений [29,
32].
Вторичное расчленение, выражающееся в образовании крупных эрозионных цир¬
ков, обязано своим существованием взаимосвязанному протеканию процессов опол¬
зания на склонах и селевого выноса по днищам оврагов. Каждый из этих процессов
можно в свою очередь детализировать как совокупность отдельных явлений форми¬
рования трещин, отрыва, скольжения и ротации блоков, движения по руслу во влеко¬
мом и взвешенном состоянии и т.п.
Объект действия механизма
В качестве следующего шага рассмотрения механизма предлагается выделить
геологический объем, который воспринимает направленные на него извне силы и,
деформируясь, увеличиваясь (аккумуляция) или уменьшаясь (денудация), изменяет
свой рельеф. Основа этого этапа изучения видится в традиционном для геоморфологии
морфоструктурном анализе. Горообразование в зоне сочленения реализуется в
сорванном чехле межгорного прогиба мощностью до 15 км, и только в той его части,
где продолжается складкообразование в условиях регионального стресса, т.е. к югу от
Петровской ступени1 в фундаменте. Этот геологический объем предлагается рассмат¬
1 Крупная неоднородность фундамента Таджикской депрессии, выявленная по комплексу геологических и
геофизических данных [17, 18, 21].
9

ривать в качестве объекта действия соответствующего механизма. Структуры осно¬
вания (фундамент и подсолевые отложения чехла), конечно же, тоже претерпевают
различного рода изменения, но вряд ли имеет смысл считать, что они принимают
непосредственное участие в горообразовании, поскольку в ходе мезозой-кайнозойского
этапа развития они последовательно погружались. Расслоенный фрагмент сорванного
чехла к северу от ступени в фундаменте, служит объектом действия для механизма
тектоно-гравитационного разрушения орогена по фронту надвигания аллохтона.
Для мезоуровня рельефообразования выделяются соответственно меньшие геоло¬
гические объемы, которые входят в состав объемов, затрагиваемых на макроуровне.
Верхняя надвиговая пластина представляет собой объект действия механизма текто¬
нической планации в пределах вершинного пояса и северного макросклона хребтов,
т.к. в ней сосредоточены деформации, приводящие к уничтожению первичного рас¬
членения. Механизмы расчленения - как первичного (в пределах растущей части
орогена), так и вторичного (в пределах разрушающейся его части) - ограничены
надбазисным объемом горных пород, который последовательно увеличивается по мере
углубления врезов.
Источники энергии
Следующий этап - установление причин, обусловливающих возникновение и функ¬
ционирование механизмов, и в первую очередь источников энергии. Опираясь на из¬
ложенные выше схемы, удалось не только конкретизировать их традиционное деление
на эндогенные и экзогенные, но и изменить представление о некоторых процессах.
Для механизма горообразования им служит энергия мантийной конвекции. Она
вызывает на региональном уровне сближение массивов домезозойской консолидации
Памира и Тянь-Шаня, служащих жесткой рамой для осадочных толщ сочленения. Этот
процесс происходит в рамках глобального торошения земной коры в зоне схождения
евроазиатской и индостанской литосферных плит.
Расчленение воздымающейся массы орогена происходит не только и не столько за
счет потенциальной энергии, используемой в экзогенных процессах, но и в результате
регионального стресса. Интересно, что с течением времени меняется роль каждого из
этих источников и характер их взаимодействия. В начале расчленение протекает как
чисто экзогенный процесс, затем подключается эндогенная составляющая, которая
действует в том же направлении. На кульминационной стадии экзогенная составляю¬
щая уже препятствует увеличению высотных контрастов, и расчленение поддержи¬
вается только эндогенным импульсом.
За разрушение орогена на макроуровне отвечают одновременно тектонический
импульс продолжающих движение на север складчатых масс мезозой-кайнозоя и по¬
тенциальная энергия высокоподнятых его частей.
При разрушении орогена на мезо- и микроуровне (тектоническая планация вер¬
шинного пояса и вторичное его расчленение) также используется потенциальная
энергия высокоподнятых частей горного массива, дополняемая энергией водных
потоков.
Факторы и обстановки, необходимые для функционирования
геоморфологических механизмов
Для полноты описания геоморфологического механизма целесообразно указать еще
ведущий фактор и обстановку, необходимые для его функционирования. Под первым
подразумевается активно действующая причина, а под второй - пассивное обстоя¬
тельство, которое вместе с тем определяет данный процесс в его основных чертах
(таблица).
10

Факторы и обстановки функционирования геоморфологических механизмов в хребте Петра Первого
Уровень
Механизм
Ведущий фактор
Обстановка
Макро-
Перманентного складча-
Латеральное сжатие над-
Наличие маловязких горизон¬
того орогенеза
солевого осадочного комп¬
лекса
тов в осадочной толще
Макро-
Разрушения орогена по
Локальное обрушение и
Неоднородность фундамента
фронту надвигания
растяжение
(ступень)
Мезо-
Расчленения орогена
Послойное скольжение и
разворот пластов
Неравномерный рост орогена
Мезо-
Тектонического выравнива¬
ния в вершинном поясе
Близповерхностное дробле¬
ние (торошение) надвиго-
вых чешуй
Чешуйчатое надвигание
Мезо-
Вторичного расчленения
Гравитационная неустойчи¬
вость склонов
Нерациональная антропоген¬
ная деятельность
Заключение
Предлагаемая последовательность изучения геоморфологического механизма
включает в себя следующее:
1.	Определение результата его действия путем описания исходного, промежуточных
и конечного состояний рельефа.
2.	Демонстрация кинематики механизма.
3.	Выделение объекта действия механизма (геоморфологически деятельный геоло¬
гический объем).
4.	Определение используемой в процессах энергии. Установление основных причин
изменений рельефа: обстановки и ведущего фактора.
Изложение перечисленных выше пунктов не может претендовать на исчерпываю¬
щее описание механизма, но мы считаем, что оно позволяет создать полноценное
представление о нем. Конечно же, эта логическая конструкция будет адекватна при¬
родному явлению лишь в том случае, если она внутренне непротиворечива, а также
соответствует реалиям геолого-геоморфологического строения местности, геодинамике
и истории развития рельефа.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Типы гор и механизмы горообразования / Тез. докл. XVI Пленума Геоморф, комиссии АН СССР.
Иркутск: 1979. 126 с.
2.	Флоренсов НА. К проблеме механизма горообразования во Внутренней Азии // Геотектоника. 1965.
№4. С. 3-14.
3.	Тимофеев Д.Л., Уфимцев Г.Ф., Онухов Ф.С. Терминология общей геоморфологии. М.: Наука, 1977.
200 с.
4.	Буланов С.А. Механизмы формирования рельефа хребта Петра Первого: Автореф. дис. ... канд. геогр.
наук. М.: ИГРАН, 1990. 24 с.
5.	Советский энциклопедический словарь. М.: Советская энциклопедия, 1984. 1600 с.
6.	Словарь иностранных слов. М.: Советская энциклопедия, 1954. 574 с.
7.	Федосеев П.Н. Философское и научное познание. М.: Наука, 1983. 464 с.
8.	Линков Б Л. О механизме горизонтальных движений земной коры // Природа. 1930. № 1. С. 58-78.
9.	Руженцев С.В. Особенности структуры и механизм образования сорванных покровов // Тр. ГИН АН
СССР. Вып. 223. М.: Наука, 1971. 136 с.
10.	Штауб Р. Механизм движений земной коры в приложении к строению земных горных систем. Л.-М.:
ГОНТИ, 1938. 272 с.
11.	Активизированные зоны земной коры, новейшие тектонические движения и сейсмичность. М.: Наука,
1964. 256 с.
12.	Бурачек А.Р. Золотоносные конгломераты Дарваза. Таджикская комплексная экспедиция 1932 г. Л.: Изд-
во АН СССР, 1933. С. 48-57.
13.	Белоусов Т.П. Тектонические движения Памира в плейстоцене-голоцене и сейсмичность. М.: Наука,
1976. 119 с.
11

14.	Никонов А.А., Веселов И.А., Ваков А.В. Деформации древних каналов как признак сейсмотектонических
подвижек вдоль крупных зон разломов по северному ограничению Памира // Прогноз сейсмических
воздействий. М.: Наука, 1984. С. 137-147.
15.	Благоволим Н.С., Горелов С.К., Филькин В.А., Финько ЕЛ. Значение, методика и результаты геомор¬
фологических исследований на геодинамических полигонах // Современные движения земной коры. М.:
Наука, 1980, 134 с.
16.	Буланов С.А., Финько Е.А., Цветков Д.Г. Механизм экзогенного преобразования северного склона
хребта Петра Первого (Памиро-Алай) // Геоморфология. 1985. № 4. С. 52-60.
17.	Геология СССР. Т. 24. Таджикская ССР. Ч. 1. Геологическое описание. М.: Недра, 1959. 735 с.
18.	Губин И.Е. Закономерности сейсмических проявлений на территории Таджикистана. М.: Изд-во АН
СССР, 1960. 464 с.
19.	Гущенко О.И., Степанов В.В. Механизм формирования структур, поле напряжения и современные
движения западной части хребта Петра Первого (на примере некоторых участков Гармского
геодинамического полигона) // Современные движения земной коры. № 5. Тарту, 1973. С. 205-211.
20.	Захаров С.А. Развитие тектонических представлений в Таджикистане и гипотеза зонного тектогенеза.
Душанбе: Дониш, 1970. 306 с.
21.	Захаров С.А. Генезис покровной складчатости. Душанбе: Дониш, 1979. 186 с.
22.	Кучай В.К. Современная динамика Земли и орогенез Памиро-Тянь-Шаня. М.: Наука, 1983. 208 с.
23.	Леонов Н.Н. Тектоника и сейсмичность Памиро-Алайской зоны. М.: Изд-во АН СССР, 1961. 164 с.
24.	Нерсесов ИМ., Боконенко Л.И., Передерин В.П. Изучение деформационных процессов на Гармском
полигоне // Экспериментальная сейсмология. М.: Наука, 1983. С. 75-88.
25.	Буланов С.А. Памиро-Алайский тип складчатого горообразования // Развитие рельефа и динамика
литосферы. М.: Наука, 1994. С. 165-172.
26.	Klebelsberg R.V. Beitrage zur Geologie Westturkestans. Innsbruck: Univ. Verlag Wagnes, 1922. 488 s.
27.	Klebelsberg R.V. Der Turkestanische Gletcsertypus//Zeitcsrift fiir Gletcsherkunde. Bd. XIV. 1926. №4.
S. 193-209.
28.	Ранцман Е.Я. К вопросу о несовпадении альпийских и неотектонических структур в Заалайском хребте //
Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1958. № 2. С. 73-80.
29.	Буланов С.А. Тектоническое выравнивание в вершинном поясе складчатых хребтов и его связь с гори¬
зонтальными движениями верхних слоев литосферы / Тез. докл. XVIII Пленума Геоморф, комиссии АН
СССР. Тбилиси: 1986. 162 с.
30.	Буланов С.А. Стадии развития гигантских оврагов в Таджикистане / Тез. докл. на IV Всес. науч. конф.:
"Закономерности проявления эрозионных и русловых процессов в различных природных условиях". М.:
МГУ, 1987. С. 178-179.
31.	Буланов С.А. Сезонно-импульсный характер экзогенного морфогенеза в горных районах Средней Азии //
Экзогенные процессы и окружающая среда. Казань: 1988. С. 25-26.
32.	Буланов С.А. Тектоническое выравнивание горного рельефа при формировании надвигов в складчатых
поясах // Проблема геоморфологической корреляции. М.: Наука, 1989. С. 101-106.
33.	Буланов С.А. Особенности проявления новейшей тектоники в условиях высокогорного рельефа (на
примере зоны перехода от Памира к Тянь-Шаню) / Тез. докл. Всес. совещ. "Активные разломы -
методы их изучения, морфология, кинематика и геодинамическое значение". Ч. 2. М.-Иркутск: 1989.
С. 14-15.
34.	Буланов С.А. Расчленение складчатого орогена в условиях регионального сжатия (на примере зоны
сочленения Памира и Тянь-Шаня) // Геоморфология. 1993. № 4. С. 67-73.
Институт географии РАН	Поступила в редакцию
16.11.99
GEOMORPHOLOGIC MECHANISMS: THE DEVELOPMENT OF CONCEPTS
AND EXAMPLE OF APPLICATION
S.A. BULANOV
Sum mary
The concept of geomorphologic mechanism is put forward and analyzed. The method implies the creation of
cinematic and dynamic schemes, the analysis of energy sources and main factors of landforms’ development. Several
geomorphologic mechanisms in the Pamir-Tien Shan contact zone are considered.
12

УДК 551.432.24
© 2001 г. Г.Ф. УФИМЦЕВ
МЕЖДУГОРЬЯ В СТРУКТУРЕ НОВЕЙШИХ ОРОГЕНИЧЕСКИХ
ПОЯСОВ КОНТИНЕНТОВ1
Введение
Что такое междугорье (или межгорье)? Энциклопедии и энциклопедические словари
на сей счет хранят упорное молчание и лишь в 15 томе последнего издания БСЭ [1]
сообщается, что Межгорье - это поселок в Закарпатской области. В терминологи¬
ческих справочниках по общей геоморфологии [2] и по структурной геоморфологии и
неотектонике [3] есть краткие определения соответственно понятий о межгорье и
междугорье с указанием, что это синонимы и что термины эти соответствуют не¬
мецкому Zwischengebirge. Сами определения понятий лишь частично отражают содер¬
жание немецкого эквивалента, между тем как русский термин "междугорье” пред¬
ставляет собой дословный перевод немецкого. К этому следует добавить, что обыч¬
ные восприятия или ассоциации при упоминании о междугорье соответствуют именно
его немецкому широкому содержанию и мы видим, что приведенные в указанных
выше справочниках определения характеризуют лишь частные виды междугорий.
Значение междугорий в горных ландшафтах или в структуре новейших молодых
или возрожденных орогенов трудно переоценить. Возьмем для примера Ирано-
Малоазиатский молодой подвижный пояс, протягивающийся от восточного окончания
Гиндукуша до Эгейского моря [4] и представляющий собой часть Средиземноморского
альпийского мегапояса.
В восточной половине этого молодого подвижного пояса междугорные понижения
составляют не менее 40% площади - это обширные равнины Деште-Кевира и Деште-
Лута, Систана и запада Белуджистана. Как правило, они имеют сложную конфигура¬
цию границ, разделены прерывистыми горными цепями, в которых существуют
широкие равнинные проходы. Благодаря последним, система иранских и афгано¬
белуджистанских междугорий представляет собой некоторую связную систему пониже¬
ний внутри молодого подвижного пояса. И лишь впадина в низовьях р. Хелильруд,
днище которой занято солончаковыми низинами, занимает обособленное положение.
По большей части междугорные понижения здесь приурочены к срединным мас¬
сивам [5].
В западной части горного пояса наблюдается близкая картина: центральная его
часть, соответствующая Мендересскому массиву, заключенному между складчатыми
системами Понтид и Тавра, представляет собой систему междугорных понижений с
чередованием низких солончаковых или озерных равнин, педиментированных низко-
горий и участков плато в пределах инверсионно поднятых днищ впадин - такова
Центральная Анатолия [6]. В состав междугорий здесь входят крупные вулканические
постройки и целые вулканические "провинции". Значение такого рода образований
увеличивается в центральной части этого горного пояса, где Армянское вулканическое
нагорье, районы озер Ван и Урмие представляют собой своеобразные вулканические
междугорья.
В целом междугорья в структуре Ирано-Малоазиатского молодого подвижного
пояса образуют его осевую часть (субпояс) и составляют не менее трети его площади.
Уже из этого видно, сколь велико значение междугорий в структуре орогенических
поясов, сколь они разнообразны в морфологическом и генетическом отношениях.
Вновь зададим себе вопрос: в чем же суть проблемы? Ответ распадается на две
части: 1) мы не имеем ясного понятия о междугорье и 2) изучая горы, мы много
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 99-05-65638).
13

говорим о них самих и мало обращаем внимания на промежутки между ними, которые
имеют либо одинаковое с горными сооружениями, либо, напротив, отличное от них
положение в новейшей структуре и в морфологическом ландшафте вообще.
В принципе, любое понижение между горами и есть междугорье. Но, если они об¬
разуют единые ансамбли с горными сооружениями, то мы чаще называем их впа¬
динами, долинами-грабенами. В ранг междугорий мы относим понижения, имеющие
большие размеры, сложную конфигурацию, изометричность и т.п. или же являющиеся
особенными элементами горного ландшафта. Ирано-Малоазиатский орогенический
пояс и дает нам примеры такого подхода.
Не давая общего определения понятия "междугорье", обратим внимание на харак¬
теристику этих особенных элементов горных стран в отношении их формы, размеров и
уровней организации, генезиса и новейшей геодинамики.
Морфологические типы междугорий
Самое грубое разделение междугорий может быть осуществлено по их размерам:
они (междугорья) могут быть большие, средние и малые. К категории больших отно¬
сятся формы площадью во многие сотни тысяч квадратных километров и лучшими их
примерами являются Тарим, равнина Сунляо, Деште-Лут и Деште-Кевир. Средние по
размерам междугорья имеют площади во многие десятки и первую сотню тысяч
квадратных километров и соответствуют структурным зонам: это Цайдам и Котло¬
вина Больших Озер, Паннонский бассейн. Малые междугорья по площади не превы¬
шают первых десятков тысяч км2: к ним можно отнести плоскогорье Укок на Алтае,
Тоджинскую котловину в Восточной Туве.
При характеристике высотных параметров междугорий мы должны учитывать два
обстоятельства. Большая часть их представляет собой значительные понижения (хотя
и не обязательно равнинные) внутри горных сооружений. Но при этом высота
цокольной поверхности горного сооружения в целом может быть большой, и потому
низкие аккумулятивные равнины междугорий могут занимать высокое гипсометриче¬
ское положение. Самым наглядным примером этого является Цайдам, плоское и
монотонное солончаковое днище которого располагается на высоте более 2000 м. В
морфологически близком Тариме уровень воды оз. Лобнор имеет отметку 780 м, а в
Джунгарском междугорье уровень воды оз. Эби-Нур составляет всего 189 м. В
расположенной северо-восточнее Котловине Больших Озер абсолютные высоты
равнин ее днища изменяются в интервале 750-1250 м.
Гораздо более существенным параметром является сам морфологический облик
днищ междугорий, определяемый разницей между их высотами и положением цо¬
кольной поверхности горных сооружений. В приведенных выше примерах поверхности
днищ междугорных понижений и цокольной поверхности совпадают, и это определяет
господство низких аккумулятивных равнин. Но, в случае приподнятости днищ впадин
над цокольной (базисной) поверхностью гор, их морфология может быть весьма
разнообразной: 1) высокие аккумулятивные поверхности (Зейско-Буреинская равнина),
2) столовые возвышенности с чинкоподобными ограничениями и широкие суходолы
между ними (Центральная Анатолия), 3) ледниковые озера и низкогорные гряды
(Тоджинская котловина Восточной Тувы), 4) базальтовые плато, разобщенные горные
массивы и широкие долины с ледниковой морфоскульптурой (Окинское плоскогорье
Восточного Саяна).
Интересно то обстоятельство, что своей геометрической формой междугорья часто
повторяют форму горных сооружений, в которые они включены или с которыми
соседствуют. Ромбические очертания Тарима и Цайдама подобны таковым Тибет-
Гималайского молодого подвижного пояса, учитывая различия в их размерах можно
говорить об антисимметрии подобия. Характерные треугольные очертания свойствен¬
ны не только горным сооружениям Внутренней Азии [7] - Тянь-Шаню и Алтаю, но и
разделяющим их Джунгарии и Котловине Больших Озер. Свод Восточного Саяна, по
форме напоминающий эллипсоид, соседствует с овальной Тоджинской котловиной.
14

Уровни организации междугорий
Грубое деление междугорий по размерам лишь в самом общем виде отражает их
сложную иерархическую организацию и положение в структуре новейших орогениче-
ских сооружений, среди них мы обнаруживаем большую часть структурных эквивален¬
тов орогенических форм разных уровней. На Земле нет лишь междугорий, соответ¬
ствующих орогеническим мегапоясам, примером которых служит Средиземноморский
молодой подвижный мегапояс, состоящий из Альпийского, Ирано-Малоазиатского,
Тибет-Гималайского и Индокитайского поясов. Хотя и здесь есть одно "но”: широкая
система пониженного и в целом равнинного рельефа, отделяющего Тибет-Гималаи и
горы Восточного и Северо-Восточного Китая от Центральноазиатского и Монголо-
Сибирского пояса возрожденных гор. Она включает Тарим, соединяющийся с
Алашанем на востоке широкими междугорными коридорами, а также денудационные и
отчасти аккумулятивные высокие равнины Восточной Гоби и Восточной Монголии. По
размерам этот ансамбль значительно превышает любой из новейших орогенических
поясов, но все же не достигает уровня мегапояса.
Нет среди междугорий и малых форм. Междугорные понижения размеров горных
массивов или хребтов органически входят в структуру гор, между тем как между¬
горья - это особые элементы горных ландшафтов либо благодаря своим крупным
размерам, либо из-за особенностей морфологии и строения.
Наиболее крупные междугорья разделяют отдельные орогенические пояса и
представляют собой сложные формы. Например, Тарим и продолжающие его на
восток междугорные коридоры Ганьсу и др., которые разделяют Центральноазиатский
возрожденный горный пояс и Тибет-Гималаи. Другое междупоясное междугорье,
состоящее из Котловины Больших Озер и Долины Озер, разделяет Монголо-
Сибирский и Центральноазиатский горные пояса. На востоке Азии межпоясное
междугорье включает Зейско-Буреинскую равнину, холмогорья правобережья Амура
и равнину-синеклизу Сунляо и широким проходом открывается на юг в залив Б охай.
Следующий уровень организации междугорий - субпоясной. Это системы между-
горных понижений внутри орогенических поясов. Простой их пример - это треугольная
Джунгарская впадина и между горный коридор Джунгарской Гоби, заключенные внутри
Тянь-Шаня и Алтая и закрытые с запада Джунгарским Алатау и Тарбагатаем. Более
сложную композицию представляет собой междугорная система внутри Ирано-
Малоазиатского молодого подвижного пояса, о которой говорилось выше. В Альпий¬
ском подвижном поясе позицию внутреннего междугорного субпояса возможно зани¬
мают бассейн Адриатического моря и Паданская впадина.
Любопытно то обстоятельство, что внутренние междугорные субпояса свойственны
лишь горным сооружениям, сформированным при решающем участии процессов
тектонического скучивания верхних частей литосферы (т.е. коллизионным поясам).
Здесь междугорья, видимо, часто играют роль внутренних контрфорсов. В более
’’старых" (?!) возрожденных горных поясах монголо-сибирского типа [4] крупных по
размерам междугорий нет, а структурное значение форм меньших размеров тоже
невелико. И в самом Монголо-Сибирском горном поясе, простирающемся от Телецкого
озера и Котловины Больших Озер на западе до долины р. Олекмы на востоке, и в его
структурном аналоге - Верхояно-Колымском горном поясе - междугорья редки или
порой обретают специфические особенности, о чем речь пойдет ниже.
Следующий уровень междугорий соответствует таковому неотектонических зон,
горных стран типа Гобийского Алтая или нагорий типа Хангая. Такие "зональные"
междугорья образуют либо субпояса в коллизионных системах, либо располагаются
отдельно, разделяя близкие по размерам и структурной позиции горные сооружения.
Примеры их многочисленны: обширная междугорная ступень бассейна Дуэро на
Иберийском полуострове, обрамленная Кантабрийскими горами и Центральной
Кордильерой; Паннонский бассейн, Деште-Лут, Цайдам, Среднеамурская и Минусин¬
ская впадины, низменности и плато Корат в Центральном Индокитае. И, наконец,
15

малые междугорья относятся к уровню субзон: плоскогорья Окинское и У кок в горах
Южной Сибири, низкогорная и холмогорная ступень в бассейне Гилюя, разделяющая
хребты Тукурингра и Становой, сложно устроенное блоковое поле в треугольнике
между Джугджуром, Сетте-Дабаном и хр. Сунтар-Хаята, район Чаунской губы на
Западной Чукотке. Все эти формы являются особенными элементами структуры
горных поясов или отдельных орогенов и либо заполняют "пустые" места между
обычными элементами, либо обособляются между последними в силу специфики своей
новейшей геодинамики.
Структурные типы и геодинамика междугорий
Можно определенно говорить о трех типах больших междугорных ансамблей. К
первому относятся междугорные треугольники и ромбы крупных междугорных
бассейнов (впадин), острые углы которых продолжаются междугорными коридорами:
Тарим и коридор Ганьсу, Джунгария и коридор Джунгарской Гоби, Котловина
Больших Озер и Долина Озер. Благодаря этим коридорам все крупнейшие между¬
горья Внутренней Азии открываются на восток. Другой тип междугорных ансамблей
наряду с крупными бассейнами включает денудированные ступени низкогорий и
холмогорий и невысокие ступени инверсионно поднятых мезокайнозойских впадин.
Пример этого: междугорная группировка бассейна Сунляо, Среднеамурской впадины,
низкогорий южной части Малого Хингана и инверсионно поднятой Зейско-Буреинской
возвышенной равнины.
Третий тип междугорных ансамблей - это равнины, входящие углами в горные
области. Этот тип, в свою очередь, может быть подразделен на разновидности.
Первая из них - это широкие и протяженные авлакогеноподобные прогибы между
островными альпийскими орогенами и наклонно поднятыми глыбами края "устой¬
чивого" континента: Татарский пролив между Западно-Сахалинскими складчатыми
горами и возрожденным Сихоте-Алинем и Тайваньский пролив. По-видимому, к этим
образованиям близко широкое междугорное понижение бассейна р. Иравади в тылу
складчатых Индо-Бирманских гор и холмов. Во всех этих случаях междугорные
прогибы открываются в сторону глубоководных котловин окраинных морей. Впадина
Татарского пролива может рассматриваться в качестве морфотипа такого рода
образований и представляет собой систему погруженных блоков с последовательным
увеличением их глубин и ширины в одну сторону. Паданская впадина и Адриатическое
море демонстрируют другую разновидность междугорных "входящих углов", глубоко
проникающих со стороны котловин средиземных морей в альпийские складчатые и
покровно-складчатые горы. Третья разновидность - это "входящие углы" платформ,
примером которых является комбинация Нижнедунайской низменности, пластовые
возвышенности и равнины Лудогорья и других участков правобережья Нижнего
Дуная, образующие обширное понижение между Южными Карпатами и Балканами.
Рассмотрим теперь генетические типы междугорий и одновременно особенности их
новейшей геодинамики. И начнем это с самого странного их вида, который можно
было бы назвать "междурифтовьем", - высокие денудационные равнины и плато,
обрамленные цепями больших грабенов и сопровождающих их гор. Самый наглядный
пример - это высокие денудационные равнины и остаточные холмогорья вокруг озера
Виктория, обрамленные грабенами Восточно-Африканского рифтового пояса. "Между-
рифтовьями" являются плато Ордос и Колорадо, несущие явные признаки общих
молодых инверсионных воздыманий, особенно показательные для Ордоса.
Интересная ситуация наблюдается на окраинах Памира. Южно-Таджикская впадина
в принципе может рассматриваться как междугорье между возрожденными горами
Южного Тянь-Шаня и молодыми горами Гиндукуша. С другой стороны, она является
естественным западным продолжением Тарима, и геологически эти образования
связаны узкой полосой меловых и третичных отложений. Но морфологической связи
здесь нет, а на западном и восточном выходах этой полосы молодых отложений
16

располагаются виргации и пучки антиклинальных хребтов, образующие на флангах
северного фронта Памира рисунок "кошачьих усов", особенно эффектно выраженных
на космических снимках.
Оценивая эту ситуацию, уместно вспомнить о понятии и термине "захлопывание
океанов". Здесь явно напрашивается аналогия, и в данном случае можно говорить не
только о пережиме, но и о "захлопывании междугорья".
Но Южно-Таджикская впадина с ее пучком антиклинальных хребтов, аналогичные
ситуации на западном замыкании Тарима и в районе Южного Тянь-Шаня (хребет
Кельпинчельтаг и другие антиклинальные поднятия) позволяют говорить об "орогени-
зированных" междугорьях, где осадочное выполнение впадин и бассейнов вовлечено в
геоморфологически выраженное складкообразование [8].
Если мы упомянули об орогенизации междугорий, то следует говорить и о прямо
противоположном явлении - об ослабленных орогенах, в которых дифференциация
высот тектонического рельефа невелика, а рельеф в морфологическом отношении
приближается к холмогорью. Примером может служить Витимское плоскогорье в
центральной части Монголо-Сибирского возрожденного горного пояса. Оно сохраняет
все особенности структуры зоны линейного коробления и умеренного тектонического
скучивания, к которой принадлежат: вытянутые хребты-своды и впадины, заложенные
в позднем мезозое. Но если в обычном случае в зоне линейного коробления амплитуда
изменения высот тектонического рельефа обычно превышает 600-700 м, то в
пределах Витимского плоскогорья она составляет первые сотни метров. Общая
сглаженность рельефа дополняется тем, что некоторые понижения его заполнены
кайнозойскими базальтами.
Близкая ситуация наблюдается и в пределах Верхояно-Колымского горного пояса,
где между высокими хребтами-поднятиями горной страны Черского и Верхоянским
большим сводом располагается система невысоких междуречий и протяженных
долинных понижений.
Витимское плоскогорье и ему подобные формы, свойственные горным поясам
монголо-сибирского типа, дают примеры ослабленных орогенов, сохраняющих струк¬
турные особенности ансамблей неотектонических форм, в которых они располагаются;
существенно уменьшается лишь амплитуда высот тектонического рельефа. Другой
вид ослабленных орогенов характеризуется прежде всего хаотичным расположением
составляющих их элементов в сравнении с ясной структурной организацией окружаю¬
щих их горных сооружений. Пример такого рода образований - Окинское плоскогорье,
расположенное между Байкальской рифтовой зоной и большим сводом Восточного
Саяна. Здесь, над фоном из плосковершинных ступеней и базальтовых плато с абсо¬
лютными высотами 2000-2300 м, на 600-700 м возвышаются гольцовые массивы
характерной куполообразной формы. Врез Иркута и других рек в плоскогорные
ступени достигает 700 м и более - словом, рельеф здесь часто обладает всеми
атрибутами горного. Да и максимальные высоты в пределах плоскогорья незначи¬
тельно отличаются от окружающих горных сооружений. Различия, в первую очередь,
касаются структурного плана: упорядоченные группировки форм тектонического
рельефа в пределах рифтовой зоны и большого сводового поднятия и хаотичное
расположение разновысотных блоков в пределах плоскогорного междугорья, в сущ¬
ности, представляющего собой высоко поднятое блоковое поле.
Близкий характер имеют небольшие остаточные междугорные плато, представ¬
ляющие собой предгорные или межгорные впадины, вовлеченные в интенсивные воз-
дымания. Пример такого рода явлений мы видим на Становом хребте, в общее сво¬
довое воздымание которого вовлечены юрские предгорные впадины. Западная часть
юрского предгорного прогиба (Чульманская впадина) испытала в процессе новейшего
инверсионного воздымания полную структурную перестройку, общий наклон граней
тектонического рельефа здесь прямо противоположен направлению погружения
фундамента юрского прогиба и полностью соответствует характеру северного крыла
Станового свода. Иную картину мы можем наблюдать восточнее, где днище крупной
17

Токийской впадины высоко поднято и представляет собой плоскогорную ступень
внутри свода. При этом вершинная поверхность плоскогорной ступени еще сохраняет
пологий наклон на юг, соответствующий таковому фундамента юрской впадины [9].
Эта часть юрского предгорного прогиба еще не испытала структурной инверсии и
представляет собой остаточное междугорье, заключенное в большой свод.
Выше мы рассмотрели преимущественно междугорья с особенными чертами фор¬
мирования и новейшей геодинамики. Более обычны междугорья, характеризующиеся
устойчивыми погружениями и формированием обширных аккумулятивных равнин:
Паннонский бассейн и Тарим, Котловина Больших Озер и синеклиза Сунляо. Ус¬
тойчивые общие воздымания редко свойственны междугорьям. Скорее этот процесс
является исключением и проявляется на малых площадях: правобережье Нижнего
Дуная, низкогорная ступень между Становым хребтом и Тукурингрой, продолжающая
в бассейне р. Гилюя на запад Верхнезейскую впадину. Редкая встречаемость общих
воздыманий в развитии междугорий вполне объяснима - главной их морфологической
особенностью является низкое положение относительно горного окружения.
Но если поднятые денудационные междугорные ступени редки, то свидетельства
инверсионных воздыманий с сопутствующим формированием плато, систем столовых
возвышенностей и высоких равнин - явление обычное. Наглядными примерами их
служат возвышенные равнины Зейско-Буреинской впадины, устойчивые погружения
которой на протяжении позднего мела и третичного времени в антропогене сменились
умеренными воздыманиями. Другой пример - плато Ордос, возникшее на месте
бассейна с глубоким погружением фундамента.
Многие междугорья являются областями широкого развития новейшего вулка¬
низма: Паннонский бассейн, периферии синеклизы Сунляо и Среднеамурской впадины,
Окинское плоскогорье Восточного Саяна, Центральная Анатолия и конечно Армян¬
ское вулканическое нагорье.
Заключение
Сейчас мы не имеем возможности сформулировать четкое и краткое определение
понятия "междугорье” - это было бы преждевременное решение. Ясно одно - в
структуре горных областей междугорья занимают позицию, аналогичную таковой
срединных массивов в складчатых или коллизионных системах. И так же, как и в
случае последних, строение и морфология междугорий могут дать нам важную инфор¬
мацию о новейшей геодинамике горных сооружений.
Читатель, видимо, уже обратил внимание на то обстоятельство, что мы, говоря о
междугорьях, приводили, за редким исключением, примеры из Евразии. Это не
случайно. Евразийский материковый массив - это и царство гор во всем их разнооб¬
разии, и царство междугорий. Такого их количества и разновидностей мы не встречаем
на других материках.
И последнее: если мы говорим о междугорьях в новейших орогенических поясах
континентов, то имеет смысл заранее поставить на рассмотрение и обсуждение вопрос
о междугорьях в горных сооружениях океанических областей.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Большая Советская энциклопедия. М.: Советская энциклопедия, 1974. Т. 15. 632 с.
2.	Тимофеев Д.А., Уфимцев Г.Ф., Онухов Ф.С. Терминология общей геоморфологии. М.: Наука, 1977. 200 с.
3.	Уфимцев Г.Ф., Онухов Ф.С., Тимофеев Д.А. Терминология структурной геоморфологии и неотектоники.
М.: Наука, 1979. 256 с.
4.	Уфимцев Г.Ф. Горные пояса континентов и симметрия рельефа Земли. Новосибирск: Наука, 1991. 169 с.
5.	Хайн В.Е. Региональная геотектоника. Альпийский Средиземноморский пояс. М.: Недра, 1984. 344 с.
6.	Уфимцев Г.Ф. Международный симпозиум по геологии Турции: впечатления // Геоморфология. 1999. № 3.
С. 104-108.
7.	Тимофеев Д.А., Чичагов В.П. Остроугольные клиновидные морфоструктуры Центральноазиатского
горного пояса//Геоморфология. 1995. № 1. С. 10-23.
18

8.	Бурачек А.Р. Геоморфология Южно-Таджикской депрессии //Тр. Таджикской комплексной экспедиции.
1934. Вып. 4. С. 61-100.
9.	Уфимцев Г.Ф. Тектонический анализ рельефа (на примере Востока СССР). Новосибирск: Наука, 1984.
184 с.
Институт земной коры СО РАН	Поступила в редакцию
25.12.99
INTERMOUNTAIN AREAS IN THE YOUNG CONTINENTAL OROGENIC BELTS
G.F. UFIMTSKV
Summary
Intermountain plains, plateaus and hills located within the young continental orogenic belts are described. Different
types of intermountain areas are distinguished according to their size and morphology. Some features of N-Q dynamics
of these areas are under consideration.
УДК 551.435.136:551.89(282. 247.3)
© 2001 г. A.B. ПАНИН, А.Ю. СИДОРЧУК, С.В. БАСЛЕРОВ,
О.К. БОРИСОВА, Н.Н. КОВАЛЮХ, Е.Д. ШЕРЕМЕЦКАЯ
ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ ИСТОРИИ РЕЧНЫХ ДОЛИН ЦЕНТРА РУССКОЙ
РАВНИНЫ В ПОЗДНЕМ ВАЛДАЕ И ГОЛОЦЕНЕ: РЕЗУЛЬТАТЫ
ИССЛЕДОВАНИЙ В СРЕДНЕМ ТЕЧЕНИИ р. СЕЙМ1
Введение
Исследование истории речных долин основывается на изучении морфологических
следов деятельности речных русел в прошлом и анализе флювиальных отложений.
Древние флювиальные формы (старицы, пойменные гривы, ложбины и др.) сохра¬
няются в рельефе обычно только на пойме и низких речных террасах, и их возраст
ограничивается голоценом и концом позднего валдая. Изучение истории долин за этот
промежуток времени состоит в реконструкции истории русловых переформирований -
выявлении положения палеорусел, характера эрозионно-аккумулятивной деятель¬
ности. При этом часто выявляется существенное изменение как морфологического
типа русла, так и размеров древних русловых форм.
Г. Дьюри [1 и др.] одним из первых обратил внимание на гигантские меандровые
цирки и старицы на поймах рек умеренного пояса. При ширине русел до 10-15 раз
превышавшей современную реки формировали огромные (по сравнению с совре¬
менными) меандры, в ходе развития которых и было разработано широкое дно совре¬
менных долин. Позднее "большие меандры" позднеледникового возраста были изучены
в различных регионах Европы - наиболее детально в Польше [2-4 и др.]. Они были
обнаружены И.А. Волковым [5] на юге Западной Сибири, С.В. Лютцау [6] в
Подмосковной Мещере, Н.И. Маккавеевым с соавторами [7] в бассейне Оки и на ре¬
ках степного Алтая. Региональный анализ распространения макроизлучин (термин
Б.В. Матвеева [8]) на Русской равнине показал, что они повсеместно встречаются в
виде гигантских стариц на поймах рек и низких террасах [9,10], некоторые из них
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 97-05-64708) и программы поддержки
ведущих научных школ (проект № 00-15-98512).
19

датированы [11, 12] как поздневалдайские. Таким образом, имеются основания пред¬
полагать, что низкие террасы и поймы современных рек были созданы в условиях зна¬
чительных изменений руслового режима, причем наиболее высокая активность рек от¬
носится к ранним (позднеледниковым) этапам формирования флювиального рельефа.
В степной и лесостепной полосе Русской равнины есть немало речных долин с хорошо
сохранившимися реликтами древнего руслового рельефа. Одной из наиболее ярких в
этом отношении является долина р. Сейм. На всем ее протяжении по всей ширине
поймы имеются фрагменты палеорусел, размеры которых на порядок величин
превышают размеры современного русла. Для определения возраста и морфо¬
метрических характеристик больших палеорусел в августе 1998 г. Географическим
факультетом МГУ в долине Сейма и его притоков (рис. 1) были проведены полевые
исследования.
Общая характеристика района исследований
Речная система среднего Сейма дренирует юго-западный скат Среднерусской воз¬
вышенности. На большей части бассейна под покровом четвертичных осадков вскры¬
ваются верхнемеловые отложения (преимущественно мел и мергель), под которыми
залегают юрские глины и девонские известняки. По этой причине аллювиальные от¬
ложения Сейма отличаются высокой глинистостью и карбонатностью. Песчаные на¬
носы поступают преимущественно с северной и южной периферии бассейна, где раз¬
виты пески второй половины палеогена.
Междуречья представляют собой расчлененную эрозионно-денудационную равнину
неоген-четвертичного возраста [13] с абсолютными высотами до 200-230 м. Они пере¬
крыты 5-10-метровой толщей четвертичных лессовидных суглинков, так как большая
часть бассейна Сейма в четвертичное время не перекрывалась материковым льдом.
Только к западу от долины Свапы в составе четвертичного чехла принимают участие
ледниковые и водно-ледниковые осадки днепровского возраста. Речные долины вре¬
заны на глубину до 80-100 м. В долине Сейма выделяют 4 террасовых уровня, наи¬
более древний из которых (50-60 м) относится к доднепровскому времени [13]. В до¬
лине имеются озеровидные расширения длиной 10-30 км и сужения, связанные с мор¬
фоструктурным планом территории [13]. В сужениях долины ширина поймы составляет
1-1,5 км, а в расширениях достигает 5-6 км, благодаря чему там сохраняется
наибольшее разнообразие древних флювиальных комплексов.
20

Таблица 1
Характеристики ключевых участков
Параметры ключевых участков
р. Сейм - д. Кудинцево
р. Свапа - д. Семеновка
Площадь бассейна, км2
10700
6310
Расходы воды, м3/с
среднегодовой
42,5
23
среднемаксимальный
745
480
максимальный измеренный
2400
1700
Ширина русла в бровках поймы, м
20-100
15-60
Шаг излучин русла, м
100-500
70-300
Аллювий
песок
песок
Ширина поймы, км
2-8
0,5-6
Долина Сейма в среднем течении служит границей зон широколиственных лесов и
лесостепи; на левобережье развиты в основном черноземы, на правобережье - серые
лесные почвы. Климат территории бассейна умеренно континентальный: средние
январские и июльские температуры составляют соответственно -8°С и +19°С, сред¬
негодовое количество осадков варьирует от 475 до 625 мм. Около 70% осадков
приходится на летнее полугодие (с апреля по октябрь), но в питании рек преобладает
снеговая составляющая. Сейм и его притоки характеризуются восточно-европейским
(по Б.Д. Зайкову) типом водного режима: высокое половодье в конце марта - апреле,
низкая летне-осенняя межень, изредка прерываемая невысокими дождевыми па¬
водками.
Методика исследований
В бассейне Сейма исследовался участок Сейма между г. Льгов и впадением Свапы
и Свапы от дер. Семеновки до устья (рис. 1, табл. 1). По космоснимкам и топографи¬
ческим картам выделялись разновозрастные веера блуждания, фрагменты палеорусел
(старицы), по взаиморасположению устанавливался их относительный возраст. На
полевом этапе изучалось геологическое строение палеорусел путем ручного бурения и
описания естественных обнажений в речных ярах. Планово-высотная привязка всех
буровых скважин, профилей и главных морфологических элементов долины была
выполнена комплектом GPS-приемников Trimble 4000SSE/SST.
Из бурового керна отбирались образцы на радиоуглеродный и литолого-минера-
логический анализы. Наиболее близкую оценку времени активности древнего русла
может дать возраст русловой фации аллювия. Однако, эти отложения, как правило,
были лишены органического материала. Для датирования использовался материал из
основания старичного заполнения. Такие датировки дают верхнюю (заниженную), но
достаточно близкую оценку времени отмирания палеорусла. Радиоуглеродный анализ
проводился в радиоуглеродной лаборатории Госцентра радиогеохимии окружающей
среды (Киев, Украина). В тексте приводятся конвенциональные 14С даты, оценки воз¬
раста отложений и событий даны в радиоуглеродной шкале времени.
При изучении гранулометрического состава аллювия для разделения фракций
>0,1 мм применялся метод мокрого ситования, для фракций <0,1 мм - метод Ка-
чинского. Минералогический анализ проводился для тяжелой фракции минералов
крупностью 0,1-0,25 мм.
Строение позднеплейстоценовых террас
Аллювиальная равнина с абсолютными высотами 150-170 м имеет ширину до
4-8 км в долинах Сейма и Свапы. Это пологонаклонная к современному руслу по¬
верхность, в пределах которой местами можно вычленить ступени отдельных террас.
21

Наиболее высокую 18-25-метровую ступень можно сопоставить с 20-35-метровой тер¬
расой средней Десны, имеющей ранне валдайский возраст [14]. Более четко выде¬
ляется комплекс низкой надпойменной террасы, в пределах которого существуют две
ступени с относительными высотами 7-10 и 12-15 м. Поверхность террасы, как и бо¬
лее высокие уровни рельефа, осложнена многочисленными западинами ("степными
блюдцами") - элементами реликтовой криогенной морфоскульптуры. Западины имеют
овальную форму и в диаметре составляют от 20-30 до 80-100 м. На низкой ступени
наряду с мелкими термокарстовыми западинами наблюдаются крупные (до 500 м в
диаметре) овальные депрессии с каналами спуска некогда существовавшего водоема.
В рельефе также читаются многочисленные ложбины - результат эрозионной дея¬
тельности водотоков, которые формировались на сниженных термокарстом участках
террас. Такое явление ныне широко распространено в долинах рек Субарктики [15].
Между ложбинами сохранились эрозионные останцы исходной 7-10-метровой поверх¬
ности со "степными блюдцами". В глубине террасового массива отмечаются округлые
песчаные холмы высотой до 15-17 м, по-видимому эолового происхождения.
Комплекс "больших меандров" (макроизлучин)
На пойме и низкой террасе развиты гривисто-ложбинные системы, показывающие
последовательное смещение и искривление гигантских изгибов палеорусел (рис. 2, 3).
Формировались преимущественно петлеобразные или пальцевидные излучины, кото¬
рые отчленялись при боковом размыве шейки меандр. В долине Сейма большие па¬
леорусла характеризуются средним шагом излучин 3000 м и шириной русла 350-500 м,
в долине Свапы - соответственно 1400 и 250-350 м. Во всех долинах бассейна Сейма
отмечается 2-3 генерации макроизлучин близкого размера, что свидетельствует о
значительной продолжительности этапа их формирования.
В долине Сейма палеорусла с макроизлучинами выражены в рельефе в виде широ¬
ких и очень пологих понижений. Поверхности ложбин палеорусел и большей части
шпор макроизлучин имеют относительные (над современным меженным урезом воды в
реке) отметки не более 2-3 м и входят в составе речных пойм. В долине Свапы более
молодые палеорусла с макроизлучинами морфологически подобны сеймским. Более
древние палеорусла образуют заболоченные понижения на высоте 4-5 м над меженью,
т.е. на уровне или несколько выше максимального подъема половодья. В шпорах
древних излучин поверхность поднимается до уровня низкой террасы - 7-10 м. Иногда
здесь выражен палеокриогенный микрорельеф, что подчеркивает генетическую и
возрастную близость с низкой террасой. Геолого-геоморфологическое строение палео¬
русел с макроизлучинами было изучено на двух ключевых участках.
Ключевой участок в долине Сейма. Макроизлучина у дер. Кудинцево представляет
петлеобразный изгиб со стрелой прогиба ~4 км и шагом ~3 км (рис. 2). Русловой врез
имеет асимметричную треугольную форму (рис. 4). Тальвег (глубина 6-6,5 м от от¬
меток меженного уреза) смещен к коренному борту (вогнутому берегу макроизлучины
русла), сложенному аллювиально-склоновыми глинистыми осадками с включениями
раковин пресноводных моллюсков. Радиоуглеродные датировки раковин и общей орга¬
ники глины (13920 ± 90, Ki-6982; 14105 ± 120, Ki-6981) дают представление о времени
активизации склоновых процессов при подмыве коренного берега на последних стадиях
активного развития макроизлучины. Левый (вогнутый) берег палеорусла пологий,
представляет собой обширный побочень, сложенный мелко- и среднезернистым песком.
В заполнении палеорусла выделяется три основных стратиграфических горизонта.
Нижний - тонко-мелкозернистый песок, местами слабо заиленный, представляет рус¬
ловую фацию аллювия на последних стадиях развития излучины. Песок перекрыт
серовато-сизыми алевритовыми глинами озерно-старичной фации. В основании они за¬
метно опесчанены и содержат песчаные прослои. Выше по разрезу опесчаненность
постепенно исчезает, что указывает на сокращение проточности старицы. Основание
22

ю
-Рь
Рис. 2 (Б)

толщи датировано по общей органике: 12630 ± 70 (Ki-6985), 13800 ± 85 (Ki-6984) л.н.
За оценку времени отмирания макроизлучины принимается вторая из дат, что под¬
тверждается и приведенными выше датами по склоновым отложениям. Накопление
старичных глин здесь продолжалось до середины голоцена (6165 ± 70; Ki-6983).
На этапе накопления глинистой толщи образовалась своеобразная форма - крупный
вал, следующий изгибу макроизлучины и сложенный глинистыми осадками, анало¬
гичными отложениям старичного заполнения палеорусла. Его ширина 200 м и возвы¬
шается он на 3,5 м над меженью (не затапливается даже при наиболее мощных
половодьях). Отметка вершины указывает на возможную высоту половодий Сейма в
период образования вала. Впоследствие на валу сформировалась зональная серая
лесная почва.
Не позднее 4240 ± 55 л.н. (Ki-6980) проточно-озерный режим сменился болотным и
началось накопление третьего, торфяного слоя заполнения палеорусла. В результате
образования 2-метровой толщи торфа палеорусло в верхнем крыле макроизлучины
приобрело отметки 1,4-1,5 м над меженью и практически сравнялось по высоте с
другими участками высокой поймы Сейма. На шпоре макроизлучины сохранился лож¬
бинно-гривистый рельеф (рис. 2, 4), гривы имеют ширину 100-200 м и поднимаются до
2,5-3,0 м над меженью. Они сложены супесчаным аллювием, но уже на метровой глу¬
бине вскрываются русловые пески. В наиболее древней части шпоры макроизлучины
поверхность поднимается до 3,5-4 м над меженью и в настоящее время не затапли¬
вается. Перепад высот между тальвегом палеорусла и кровлей русловых песков в
шпоре макроизлучины (поверхностью поздневалдайской поймы) 9-11 м (рис. 4).
В нижнее крыло макроизлучины вложено извилистое палеорусло второго порядка
шириной 100 м, с шагом излучин 640 м. Излучины имеют петлеобразную и сегментную
форму, с хорошо выраженными веерами грив и ложбин в шпорах. Палеорусло было
заброшено на нижнем участке не позднее 12,3 тыс. л.н. (даты 12250 ±
± 706 Ki-6987 и 11455 ± 60, Ki-6986). Фрагментарность этого палеорусла усложняет
интерпретацию его происхождения и эволюции. Возможно, вторичное извилистое рус¬
ло является продолжением выполненной торфом ложбины в верхнем крыле макро¬
излучины, теряющейся вблизи устья долины р. Прутище. В свою очередь, на пойме
Сейма ниже кудинцевской макроизлучины наблюдаются староречья, по ширине русла
и шагу излучин близкие к вторичному палеоруслу.
Ключевой участок в долине р. Свалы у дер. Семеновна. Палеорусло шириной 350 м
четко выражено в рельефе (рис. 3, 5). Его выровненная поверхность лежит в 4 м над
меженным уровнем Свапы, т.е. подтапливается наиболее высокими половодьями.
Бурением вскрыт ящикообразный русловой врез. Кровля мелко и среднезернистых
песков русловой фации располагается в 1,5-2,5 м ниже современной межени. Врез
заполнен старичными алевритистыми глинами с линзами заиленных песков. Накопле¬
ние глин (т.е. отмирание палеорусла) начинается не позднее 14 тыс. л.н. (1430 ±
±70, Ki-6997) и продолжается в течение всего позднеледниковья (12360 ± 110,
Ki-6999; 11755 ± 80, Ki-6996). В начале голоцена происходит заболачивание палеорус¬
ла; не позднее начала бореального периода (9120 ± 70, Ki-6995 или 8870 ± 80, Ki-6998)
начинается накопление торфа. * IРис. 2. Космоснимок (А) и геоморфологическая карта (Б) участка долины Сейма
I - междуречье и коренные борта долины; разновозрастные флювиальные поверхности: 2 - 18-25-метровая
терраса (ранний валдай), 3 - 12-15-метровая терраса (поздний валдай), 4 - 7-10-метровая терраса
(17-19 тыс. л.?) (а - с лёссовидным покровом, б - песчаная, сильно переработанная эрозионными, термо -
карстовыми и эоловыми процессами), 5 - пойменно-террасовый комплекс этапа "больших излучин"
(10-17 тыс. л. н.?), 6 - голоценовая пойма; элементы флювиального рельефа: 7 - палеорусла макроизлучин,
8 - "малые" старицы (а - поздневалдайские, б - голоценовые), 9 - прирусловые валы макроизлучин,
10 - современное русло, // - пойменные гривы; элементы реликтовойкриогеннойморфоскульптуры:
12 - "степные блюдца", 13 - аласы; элементы эолового рельефа: 14 - крупные песчаные холмы и гряды;
прочие обозначения: 15 - буровые профили (рис. 4, 5)
25

Рис. 3. Космоснимок (А) и
геоморфологическая карта
(Б) участка долины Свапы
Условные обозначения
см. рис. 2Б

Рис. 4. Геологический профиль через налеорусло поздневалдайской макроизлучины Сейма у дер. Кудинцево
(положение профиля - см. рис. 2)
1 - песок среднезернистый; 2 - песок мелкозернистый; 3 - песок мелкозернистый заиленный (супесь), але¬
врит; 4 - глина; 5 - торф; 6 - элювиальные и склоновые осадки (опесчаненная глина); 7 - скважины;
8 - места отбора образцов и радиоуглеродные даты
Левый борт палеорусла подрезает 7-10-метровую террасу. Правый борт ограничен
крупной гривой симметричной формы, поднимающейся до 9 м над меженью, т.е. до
уровня низкой террасы. Бурением вскрыт типичный пойменный разрез - 1,5-2-мет¬
ровая толща супесчано-алевритовой пойменной фации, подстилаемая мелко- и средне¬
зернистыми слабо заиленными (до 12% пелитовой фракции) песками, сходными с
русловым аллювием в ложбине палеорусла (рис. 5). Грива формировалась у вогнутого
берега в ходе искривления макроизлучины. Близость ее отметок к отметкам террасы
свидетельствует, что 7-10-метровая терраса затапливалась в период формирования
27

Рис. 5. Геологический профиль через палеорусло поздневалдайской макроизлучины Свапы у дер. Семеновка
(положение профиля - см. рис. 3)
Условные обозначения см. рис. 4
макроизлучины и в это время функционировала в режиме поймы. Перепад высот меж¬
ду поверхностью поздневалдайской поймы и тальвегом палеорусла составляет, таким
образом, 10-12 м, что практически совпадает с аналогичной оценкой по макроизлучине
у д. Кудинцево на Сейме. Вершину макроизлучины перекрывают эоловые дюны, ко¬
торые полностью скрыли здесь следы палеорусла в рельефе. Бурением под эоловыми
песками вскрыты старичные глины, возраст которых 9630 ± 75 л.н. (Ki-7007) в
0,6-0,8 м ниже песков, и 9070 ± 80 (Ki-7006) в 0,2-0,4 м ниже песков. Экстраполяцией
получена дата начала эоловой аккумуляции - около 8700 14С л.н.
Голоценовая пойма
Современный пояс меандрирования на Сейме и Свапе образует крупные меандро¬
подобные изгибы, наследующие последнее положение палеорусла на этапе формиро¬
вания макроизлучин (рис. 2, 3). Об этом свидетельствуют шаг изгибов пояса меандри¬
рования, соответствующий шагу стариц - макроизлучин, а также их сопряжение с
элементами вееров блуждания, относящихся к этапу "больших излучин". Вдоль совре¬
менного пояса меандрирования тянется полоса поймы. Местами пойма этой генерации
локализуется в пределах пояса меандрирования и имеет ширину не более 500-700 м.
Такие участки формируются при пересечении толщ выполнения поздневалдайских
палеорусел, где река ограничена устойчивыми к размыву, зачастую высокими бере¬
гами, и темпы горизонтальных русловых деформаций крайне низки. Редкая встре¬
чаемость стариц позволяет предположить, что излучины современного русла не про¬
рывались в течение всего голоцена. Эти излучины обычно больше средних на иссле¬
дованном участке Сейма, их шаг 300-400 м.
28

Рис. 6. Геологическое строение малых палеорусел (а - в долине Сейма (рис. 2), б - в долине Сваны (рис. 3))
1 - песок среднезернистый; 2 - песок мелкозернистый; 3 - песок мелкозернистый заиленный (супесь);
4 - алеврит, легкий суглинок; 5 - глина онесчаненная, глина с песчаными прослоями; 6 - тяжелый суглинок,
глина; 7 - сапропель; 8 - торф
На участках с опесчаненными берегами пойма молодой генерации расширяется до
1-2 км. Здесь она имеет сегментно-гривистое и озерно-старичное строение. Обилие
серповидных стариц, прирусловых валов, грив и межгривных понижений создает весь¬
ма пересеченный рельеф с перепадами высот до 2-3 м. На таких участках шаг
излучин современного русла обычно меньше среднего, он составляет 100-200 м в
долине Сейма и 70-150 м в долине Свапы. Бурение стариц на пойме молодой гене¬
рации в долинах Сейма и Свапы обнаруживает достаточно типичное строение (рис. 6).
С поверхности залегает горизонт торфа, вниз переходящий в гиттию, общей мощ¬
ностью от 0,5 до 1,5 м. Ниже - 2-3-метровая толща глин или опесчаненных суглинков,
с прослоями заиленного песка. На глубине 3-5 м находится кровля слабозаиленных
мелко и среднезернистых песков русловой фации аллювия или начальной фазы
заполнения старицы.
29

Поскольку для изучения были выбраны наиболее древние по относительному поло¬
жению старицы, датировки основания или нижней части старичных глин дают верх¬
нюю ("не позднее") оценку времени начала формирования описываемой пойменной
генерации. В старицах на пойме Сейма получены датировки отложений над кровлей
руслового аллювия на глубине 4-5 м (рис. 6а). Их отмирание произошло не позднее
9240 ± 80 л.н. (Ki-6993) и 9360 ± 120 л.н. (Ki-8032). Эти даты хорошо дополняют
данные Уол и Георгииди [16], которые для этих же стариц получили датировки от 1,8
до 4,7 тыс. л.н. при глубинах отбора образцов <3 м. На Свапе (рис. 66) датировки
позволяют оценить время формирования наиболее древних малых излучин не позднее
предбореала и раннего бореала (даты 8945 ± 80, Ki-7002; 9570 ± 90, Ki-8034;
9830 ± 70 л.н.; Ki-7004).
Характерный элемент разреза голоценовой поймы - погребенная почва лугово¬
черноземного типа. Большая глубина гумусовой проработки вниз по разрезу свиде¬
тельствует о достаточно длительном времени ее формирования. Почва вскрывается
на глубине 0,5-1 м от поверхности поймы и прослежена на большом расстоянии по
береговым обнажениям русел Сейма и Свапы. В нижнем течении Свапы исследован
разрез, в котором погребенная почва насыщена пирогенными углями. Датировка углей
1100 ± 65 л.н. (Ki-7005) дает представление о времени образования этой почвы. Ак¬
тивное развитие и спрямление излучин происходит в настоящее время на значительном
протяжении русла Сейма, о чем свидетельствует сопоставление разновременных карт
и дата 250 ±60 л.н. (Ki-6994) из пойменного яра, секущего заполнение одной из
молодых стариц.
Вещественная характеристика разновозрастного руслового аллювия
Гранулометрический и минералогический анализ выполнен для 31 образца совре¬
менного, голоценового и поз дне валдайского аллювия русловой фации (табл. 2). Число
образцов отдельно по каждой группе не позволяет провести статистическую обра¬
ботку; поэтому в таблице 2 приводятся интервалы характеристик.
Аллювий всех групп имеет сходные гранулометрические характеристики. Отме¬
чается абсолютное преобладание песчаных фракций; пелитовая и алевритовая фрак¬
ции в сумме нигде не превышают 20%; гравийная фракция (>2 мм) встречена в незна¬
чительном (1%) количестве лишь в одном образце. В русловом аллювии макроизлучин
всюду преобладает мелко-(0,1-0,25 мм), а на Сейме в ряде случаев и среднепесчаная
(0,25-0,5 мм) фракция, в то время как в голоценовом и современном аллювии нередко
преобладание тонкого песка (0,1-0,01 мм). В целом соотношение песчаных фракций
достаточно разнообразно во всех возрастных группах. Какой-либо отчетливой тен¬
денции изменения крупности аллювия в зависимости от возраста не прослеживается.
Это позволяет предположить, что крупность аллювия определяется в основном микро-
фациальными обстановками и сезонными изменениями динамики среды (фазой водного
режима). Таким образом, скорости течения при формировании макроизлучин были
близки (в половодье, возможно, выше, но - незначительно) к голоценовым и совре¬
менным. Близкое содержание тонких фракций позволяет аналогичный вывод сделать и
относительно мутности воды.
В составе тяжелой фракции минералов мелкопесчаной размерности преобладают
ильменит (до 42%), дистен (до 40%), ставролит (до 25%) и турмалин (до 23%). Ти¬
пичные для Балтийской питающей провинции гранат, пироксены и амфиболы в сумме
не превышают 8%; их содержание в целом больше в аллювии Сейма, чем Свапы. На¬
против, в аллювии Свапы постоянно присутствует глауконит (до 6%), в то время как в
аллювии Сейма он встречается эпизодически. Какой-либо зависимости от возраста в
минералогическом спектре не прослеживается, что в совокупности с чисто геоморфо¬
логическими соображениями указывает на неизменность границ водосборных бассейнов
за исследуемый промежуток времени.
30

Таблица 2
Гранулометрические и минералогические характеристики русловой фации аллювия
Характеристики аллювия
Современное русло
р. Сейм
Голоценовые палеорусла
Поздневалдайские палеорусла
Сейм
Свапа
Сейм
Свапа
Число образцов
6
3
4
10
8
Гранулометрический состав
% глины (<0,001 мм)
0-6
0-2
1-8
0-9
0-12
% алеврита (0,01-0,001 мм)
1-9
0-5
4-7
2-10
2-9
% песка (0,01-2 мм)
85-99
95-100
85-94
82-97
83-98
Средневзвешенный диаметр, мм
0,14-0,35
0,12-0,48
0,13-0,17
0,12-0,44
0,15-0,33
Медианный диаметр, мм
0,12-0,29
0,14-0,40
0,14-0,28
0,12-0,35
0,13-0,24
Минералогия тяжелой фракции размерностью 0,1-0,25 мм
Минералогическая формула*
ДИ, ДС, ДИС
Д, И, ДИ, ДТ
И, ДИ, ДИТ
Д, ДТ, ДИ, ДИС
И, ДИ
Коэффициент гравитации
1,0-2,7
0,9-3,1
1,9-4,2
1,2-3,4
1,6-2,6
Сумма устойчивых минералов, %
84-99
78-98
87-98
83-99
67-94
Примечание. * - Минералы с содержанием >20%; Д - дистен, И - ильменит, С - ставролит, Т - турмалин.

Содержание неустойчивых к механическому разрушению минералов (пироксены и
амфиболы, эпидот, глауконит) редко достигает 8-9%. По-видимому, это отражает
прежде всего зрелость коренных морских пород, являющихся главным источником
поступления песчаного материала в реки. Большая вариабельность коэффициентов
гравитации (отношение суммы минералов с удельным весом >3,4 к сумме <3,4 г/см3)
отражает изменчивость микрофациальных и сезонных условий осадконакопления и не
обнаруживает каких-либо признаков направленного изменения динамики среды во
времени.
История развития долин за последние 18 тыс. лет
Наиболее общее представление о возрасте низких террас Сейма можно получить из
сопоставления с первой (10-12 м) террасой Средней Десны, которую относят ко вто¬
рой половине валдайской эпохи [17]. Такая оценка их возраста подтверждается архео¬
логическими данными: заселение первой надпойменной террасы рек бассейна Среднего
Днепра позднепалеолитическим человеком началось не ранее 15 тыс. л.н., а оконча¬
нию формирования аллювиальной толщи соответствуют даты 17-19 тыс. л.н. [17, 18].
Таким образом, 7-10-метровый террасовый уровень (палеокриогенный микрорельеф,
нет лессового покрова) можно отнести к интервалу 17-19 тыс. лет. На ее поверхности
не сохранилось отчетливых следов флювиальной деятельности, что не позволяет
судить о морфологии и размерах русел в период до 17 тыс. л.н. Это был этап форми¬
рования констративной аллювиальной толщи горизонтально и (реже) косослоистых
песков и алевритов общей мощностью более 10 м, скованных многолетней мерзлотой.
Существенную роль в формировании рельефа играли термокарстовые процессы.
Следующим был этап формирования гигантских излучин в долинах Сейма и его
притоков. Среднемноголетние темпы размыва берегов для современных крупных рек
криолитозоны обнаруживают зависимость от масштаба осреднения. Так, для излучин
нижней Яны, размеры которых близки к размерам макроизлучин Сейма и
Свапы, средние за 20 лет темпы размыва берегов составляют 2,0-3,5 м/год [19],
за 3-5 тыс. л. - 0,5-1,5 м/год [20]. Исходя из средних темпов 2 м/год, для развития
макроизлучин со стрелой прогиба 2-4 км необходимо не менее 1-2 тыс. лет. Из этого
следует, что уже не позднее 15-16 тыс. л.н. максимальные расходы Сейма и его при¬
токов были существенно больше современных. Величины врезания глубоких плесов
палеорусел были больше современных. Об интенсивной эрозионной деятельности на
водосборах свидетельствует наличие в отложениях того времени пыльцы палеозойских
растений из девонских отложений, которые в настоящее время не вскрываются
эрозионной и русловой сетью. Высоты половодий были не меньше, чем в пред¬
шествующий этап, и больше современных, так что нормальная мощность аллювия
составляла 10-12 м. По предварительным оценкам, определенным с помощью фор¬
мулы Шези по площади поперечных сечений, крупности донных отложений палеорусел
и уклонам поверхности поймы, максимальные расходы воды составляли в Сейме
14 500 и в Свапе 6200 м3/с. Это близко к максимальному расходу современного Днепра
у Киева (площадь водосбора 328 000 км2) и у Речицы (58 200 км2) соответственно.
Этап отмирания больших палеорусел с макроизлучинами охватывает период
10-14 тыс. л.н. Это было время образования цепочек проточных озер на месте древ¬
них русел, соединявшихся между собой русловыми участками. Быстрое заиление и
занесение озер приводило к формированию русловых участков также в пределах их
акваторий, пример такого образования - вторичное палеорусло у д. Кудинцево. Его
размеры показывают, что максимальные расходы воды (при уровнях наполнения
русла) были больше современных (но существенно меньше расходов воды в преды¬
дущий этап) еще 12 500 14С л.н. Гидрологический режим рек бассейна Сейма не был
однородным в этап отмирания больших палеорусел. На фоне общей тенденции к
уменьшению максимального расхода воды были периоды его значительного увели¬
чения. Об этом свидетельствует формирование незатопляемого ныне суглинистого
вала в пределах озерного участка кудинцевской макроизлучины, что могло произойти
32

только при уровнях половодий не менее чем на 4 м выше современной межени.
В результате заиления палеорусел сложился рельеф аномально широкой унаследован¬
ной поймы Сейма и Свапы.
Начало голоцена знаменовалось дальнейшим уменьшением максимальных расходов
рек и формированием русел, по своим размерам близких к современным. На про¬
тяжении голоцена, несомненно, происходили колебания водоносности рек. Возможно,
это нашло отражение в различиях размеров более крупных устойчивых излучин
(сохранивших морфологию с начала голоцена) и более мелких неустойчивых излучин,
морфология которых сложилась в более поздний период.
О некотором иссушении климата в начале - середине бореального времени голо¬
цена свидетельствует активизация эоловых процессов. К этому же времени относится
превращение старичных озер на высокой пойме в болота, что могло быть связано с
понижением уровня грунтовых вод. Ослабление паводковой активности в первой по¬
ловине субатлантического периода фиксируется наличием выдержанной погребенной
почвы в разрезах поймы. Ее возрастные аналоги обнаружены на пойме притока
Сейма - р. Тускари, где начало развития этой почвы по археологическим данным
датируется II тыс. до н.э., а радиоуглеродные датировки гумуса находятся в интервале
1-1,2 тыс. л.н. [21]. Последнее тысячелетие характеризуется ростом максимальных
расходов воды и уровней половодья, что привело к погребению ранне-субатлан-
тической пойменной почвы и ускорению темпов русловых деформаций, в частности,
развития и спрямления речных излучин.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Dury G.H. Contribution to a general theory of meandering valleys // American Journal of Science. 1954. Vol. 252.
№ 4. P. 193-224.
2.	Kozarski S., Rotnicki K. Valley floors and changes of river channel patterns in the north Polish Plain during the
Late-Wurm and Holocene // Questiones Geographicae. 1977. № 4. P. 51-93.
3.	Schumanski A. Paleaochannels of large meanders in the river valleys of the Polish Lowland // Quaternary Studies
in Poland. 1983. № 4. P. 207-216.
4.	Starkel L. The place of the Vistula river valley in the late Vistulian - early Holocene evolution of the European
valleys // European River Activity and Climatic Change during the Lateglacial and Early Holocene.
Palaokiimaforschung /Palaeoclimate Research. 1995. Vol. 14. P. 75-88.
5.	Волков И.А. К истории речных долин юга Западно-Сибирской низменности // Тр. ИГиГ СО АН СССР.
Вып. 27. Четвертичная геология и геоморфология Сибири. Новосибирск: 1962. С. 34-47.
6.	Лютцау С.В. Флювиальные формы рельефа Мещеры как показатель изменений гидрологического
режима и водности рек во времени // Вести. МГУ. Сер. 5. Геогр. 1968. № 3. С. 93-98.
7.	Маккавеев Н.И., Хмелева Н.В., Го-юань Г. Изменения в рисунке меандр, обнаруженные на некоторых
реках // Экспериментальная геоморфология. Вып. 2. М.: Изд-во МГУ, 1969. С. 52-62.
8.	Матвеев Б.В. Влияние геолого-геоморфологических факторов на образование и морфологию речных
излучин // Геоморфология. 1985. № 3. С. 51-58.
9.	Панин А.В., Сидорчук А.Ю., Чернов А.В. Макроизлучины рек ЕТС и проблемы палеогидрологических
реконструкций // Водные ресурсы. 1992. № 4. С. 93-96.
10.	Panin A.V., Sidorchuk AJu., Chernov А.V. Historical background to floodplain morphology: examples from the
East European Plain // Marriott S., Alexander J., Hey R. (eds) Floodplains: Interdisciplinary Approaches.
Geological Society, London, Special Publications. 1999. № 163. P. 217-229.
11.	Белоусова E.E. Морфология поймы p. Хопер в среднем течении и некоторые проблемы палеогидроло¬
гии // Геоморфология. 1997. № 1. С. 54-58.
12.	Сидорчук А.Ю., Борисова О.К., Панин А.В. Поздневалдайские палеорусла рек Русской равнины // Изв.
РАН. Сер. геогр. (в печати).
13.	Посеймье / Ф.Н. Мильков. Воронеж: Изд-во Воронежского ун-та, 1983. 163 с.
14.	Величко А.А., Грехова Л.В., Губонина З.П. Среда обитания первобытного человека тимоновских
стоянок. М.: Наука, 1977. 140 с.
15.	Розенбаум Г.Э. Современный аллювий равнинных рек восточной Субарктики (на примере Яны и Омо-
лоя) // Проблемы криолитологии. Вып. 3. М.: Изд-во МГУ, 1973. С. 7-62.
16.	Wohl Е.Е., Georgiadi A.G. Holocene paleomeanders along the Sejm River, Russia // Z. Geomorph. 1994.
Vol. 38. № 3. P. 299-309.
2 Геоморфология, № 2
33

17.	Величко Л Л., Грехова JI.В., Грибченко Ю.Н., Куренкова Е.И. Первобытный человек в экстремальных
условиях среды. Стоянка Елисеевичи. М.: ИГ РАН, 1997. 192 с.
18.	Куренкова Е.И. Радиоуглеродная хронология и палеогеография позднепалеолитических стоянок верхнего
Приднепровья: Автореф. дис.... канд. геогр. наук. М.: ИГАН АН СССР, 1980. 21 с.
19.	Коротаев В.Н., Лодина Р.В., Милошевич В.А., Сидорчук А.Ю., Чалов Р.С. Формирование дельты
р. Яны и прогноз развития ее устьевых баров // Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 6. М.: Изд-во
МГУ, 1978. С. 123-159.
20.	Матвеев Б.В., Панин А.В., Сидорчук А.Ю. Развитие антецедентной долины р. Яны на участке
пересечения Куларского хребта // География и природные ресурсы. 1992. № 1. С. 102-107.
21.	Сычева С.А., Чичагова О.А., Дайнеко Е.К., СулержицкийЛД., Узянов А.А. Этапы развития эрозии на
Среднерусской возвышенности в голоцене // Геоморфология. 1998. № 4. С. 12-21.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет,	20.06.2000
ИГ РАН, ГЦ РОС (Украина)
THE MAIN STAGES OF RIVER VALLEY DEVELOPMENT DURING LATE VALDAI
AND HOLOCENE (THE MIDDLE SEIM RIVER BASIN AS AN EXAMPLE)
A.V. PANIN, A.J. SIDORCHOUK, S.V. BASLEROV, O.K. BORISOVA, N.N. KOVALYUKH,
E.D. SHEREMETSKAYA
Sum шагу
The main fluvial development stages of the Russian Plain have been revealed. The result is based on the
investigations of landforms and deposits of low terraces, flood-plains and river channels of Seim and Svapa rivers.
These stages are: 1) 17-19 Ma B.P. - formation of constrative alluvium layers of sand and siltstone more than
10 m thick; 2) 14-17 Ma - formation of the large meandering river channels with discharge 6-7 times more and normal
alluvium thick 1.5-2 times more than recent; 3) 10-14 Ma - the reduction of large channels and formation of inherited
flood-plains and its deposits; 4) less than 10 Ma - formation of recent meandering river channels and the belt of
segment-ridges flood-plain under the conditions of long-period changes of water discharge.
34

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№2
апрель-июнь
2001
МЕТОДИКА НАУЧНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ
УДК 551.4.012:551.243(571.53)
© 2001 г.	А.В. АРЖАННИКОВА
ОПЫТ ПРИМЕНЕНИЯ ИНФОРМАЦИОННОГО АНАЛИЗА
ПРИ МОРФОМЕТРИЧЕСКОМ ИЗУЧЕНИИ ЗОН ВЛИЯНИЯ ГЛАВНЫХ
АКТИВНЫХ РАЗЛОМОВ ЮГО-ЗАПАДНОГО ПРИБАЙКАЛЬЯ
Информационный анализ в различных отраслях геологии находит достаточно широ¬
кое применение [1]. В настоящей работе мы попытались применить его при морфомет¬
рическом изучении зон активного динамического влияния двух главных разломов Юго-
Западного Прибайкалья - Приморского и юго-восточной части Главного Саянского.
Понятие областей активного динамического влияния (или зон влияния по Р.М. Ло-
бацкой [2]) разломов было введено коллективом авторов [3]. Под ними понимается
"часть окружающего разлом пространства, на котором проявляются остаточные (плас¬
тические или разрывные) и упругие следы деформаций, вызванные формированием
разлома и подвижками по нему". Ширина области активного динамического влияния
(М) разломов разного морфолого-генетического типа была рассчитана авторами ука¬
занной выше работы путем моделирования, а затем, с учетом коэффициента подобия,
сопоставлена с естественными условиями развития земной коры. По этим данным,
представленным в виде таблицы [3, с. 100-102], мы оценили ширину области активного
динамического влияния изучаемых разломов. Для Главного Саянского она составила
38 км, а для Приморского - 28 км. Внутри теоретически рассчитанных областей мы
рассматриваем распределение отдельных геоморфологических параметров, характери¬
зующих течение неотектонических (ниже по тексту будем называть их неотекто-
ническими параметрами) и экзогенных (экзогенные параметры) процессов, и особеннос¬
ти этого распределения оцениваем на количественном уровне при помощи информа¬
ционного анализа.
Методика исследований
К неотектоническим параметрам мы отнесли степень раздробленности территории,
прилегающей к Главному Саянскому и Приморскому разломам, и градиент скорости
вертикальных неотектонических движений. Что касается экзогенных параметров, то
показателем активности линейной эрозии можно считать густоту эрозионного расчле¬
нения, показателем активности склоновых процессов - тангенс угла наклона рельефа,
а показателем интенсивности площадной денудации может являться толщина экзо¬
генно-активного слоя. Экзогенно-активный слой - это геоморфологическое или геоло¬
гическое тело, ограниченное вершинной и базисной поверхностями [4].
На данном этапе исследований мы использовали лишь некоторые характеристики,
отражающие интенсивность течения эндогенных и экзогенных процессов в зонах
разломов, в дальнейшем планируется увеличение их числа. Все указанные выше па¬
2*
35

раметры отображены на соответствующих картах-схемах, которые строились по
следующим методикам.
Построение карты-схемы степени раздробленности основывалось на резуль¬
татах дешифрирования аэрофотоснимков (м-б 1 : 20 000), топографических карт
(м-б 1 : 200 000), изучения рельефа и тектоники исследуемого района. Картировались
выраженные в рельефе активные в кайнозое разрывные нарушения. Затем при по¬
мощи методического приема, предложенного в [5], рассчитывалась степень текто¬
нической раздробленности верхних горизонтов земной коры.
Карта-схема толщины экзогенно-активного слоя дает возможность разделить иссле¬
дуемую территорию на участки с большим или меньшим экзогенным потенциалом.
Она строится по методике К.Г. Леви [6]. Толщина экзогенно-активного слоя оце¬
нивается как разность между высотами вершинной и базисной поверхностей в каждом
окне палетки.
Карта-схема градиентов скоростей вертикальных неотектонических движений стро¬
ится по методу, предложенному М.В. Гзовским с соавт. [7]. Градиент средних ско¬
ростей вертикальных неотектонических движений является относительным показате¬
лем скорости вертикальных деформаций земной коры.
Карта-схема углов наклона рельефа может являться относительным показателем
интенсивности склоновых процессов. За условную единицу для построения карты был
взят тангенс угла наклона рельефа, вычисленный в каждом окне круглой палетки.
Карта-схема густоты эрозионного расчленения строилась по значениям показателя
густоты эрозионного расчленения. Способ его расчета с использованием уравнения
Бюффона был предложен К.Г. Леви [8]. Густота эрозионного расчленения может
являться относительным показателем интенсивности линейной эрозии.
Все вышеперечисленные карты-схемы составлялись на базе топографических карт
м-ба 1 : 200 000. Набор карт-схем единого масштаба обеспечивает однородность базы
данных для осуществления информационного анализа распределения параметров в
зонах разломов разного морфогенетического типа. Для обработки исходной инфор¬
мации использовались статистические оценки энтропии морфометрических характе¬
ристик по методике, предложенной В.Ф. Лузиным [1].
Приморский разлом и зона его влияния
Приморский разлом является частью древней юго-восточной границы Сибирского
кратона. Время заложения разлома большинство исследователей относят к раннему
протерозою. Многочисленные геологические данные свидетельствуют о неоднократ¬
ной тектонической активизации разлома, последний этап которой связан с кайно¬
зойским рифтогенезом, где в условиях растяжения он развивается как сброс с ярко
выраженным в рельефе уступом Приморского хребта. Юго-восточное крыло разлома
скрыто под водами оз. Байкал, и на поверхности остается лишь промежуточная его
ступень, представленная Приольхонским плато и о. Ольхон.
С помощью методов, описанных выше, были построены карты-схемы основных
параметров, отражающих неотектоническую активность Приморского сброса. Прост¬
ранственное распределение эндогенных и экзогенных параметров определяется, глав¬
ным образом, наличием тектонического уступа. Определенную роль в их распре¬
делении также играют особенности внутреннего строения зоны динамического влия¬
ния, в частности наличие промежуточной ступени в виде Приольхонского плато и
о.	Ольхон.
На картах-схемах градиентов скорости вертикальных неотектонических движений и
тангенса углов наклона рельефа максимальные значения в основном тяготеют к
магистральному шву Приморского разлома, а также протягиваются узкой полосой
вдоль береговой зоны, ограниченной Морским разломом. На карте-схеме толщины
экзогенно-активного слоя максимумы так же распределяются и на внутреннюю часть
Маломорской впадины - область интенсивного осадконакопления. Поля со средними
36

значениями этих параметров занимают водораздельную часть Приморского хребта,
Маломорский склон о. Ольхон и основную территорию Приольхонья. Минимальные
значения соответствуют северо-западному склону хребта и центральной части При-
ольхонского плато. На карте-схеме степени раздробленности Приморский разлом тоже
подчеркнут повышенными значениями. Другая картина наблюдается на карте-схеме
густоты эрозионного расчленения. Здесь основные максимумы приурочены к промежу¬
точной ступени. Водораздельная же часть Приморского хребта и его северо-западный
склон имеют невысокие значения. Такое распределение густоты эрозионного расчле¬
нения, вероятно, можно объяснить существованием остатков древней речной сети,
прекратившей свое развитие во время орогенного подэтапа активизации тектони¬
ческих движений [9]. Древняя речная сеть не может быть связана с молодыми
тектоническими нарушениями, поэтому мы наблюдаем в районе Приольхонья и
о.	Ольхон максимальные значения густоты эрозионного расчленения при невысокой
степени тектонической раздробленности.
Главный Саянский разлом и зона его влияния
Главный Саянский разлом является юго-западной границей Сибирской платформы.
Он начал свое развитие в раннем протерозое и на протяжении длительной истории
существования в его зоне проявлялись сдвиговые, надвиговые и сбросовые движения.
В неотектоническом плане он является крупной дизъюнктивной структурой Восточ¬
ного Саяна. Мнения о кайнозойской кинематике Главного Саянского разлома расхо¬
дятся. В свете последних данных [10], основным типом движений позднего кайнозоя по
Главному Саянскому разлому является левый взбрососдвиг. Сдвиговые перемещения
ярко выражены в рельефе: к зоне милонитов приурочены зигзагообразные изгибы
долин рек, пересекающих разлом. Горизонтальная амплитуда смещения намного пре¬
вышает вертикальную, поэтому мы будем рассматривать Главный Саянский разлом
как разрывное нарушение преимущественно сдвигового типа.
Основные показатели активности неотектонических и экзогенных процессов в зоне
Главного Саянского разлома отражены на таких же картах-схемах, как и для Примор¬
ского разлома. Проведя их сравнительный анализ, мы получили следующую картину.
Наибольшие значения степени раздробленности и густоты эрозионного расчленения
концентрируются вдоль осевой зоны Главного Саянского, а также Тункинского и
Окино-Жомболокского разломов. Что касается градиентов скоростей вертикальных
неотектонических движений, тангенса углов наклона рельефа и толщины экзогенно¬
активного слоя, то максимальные значения этих параметров расположены в зоне влия¬
ния разлома в виде цепочки разрозненных максимумов, часто не совпадающих с ма¬
гистральным швом. Минимальные значения на всех картах в основном сосредоточены
в северо-восточном крыле Главного Саянского разлома.
Информационный анализ неотектонических
и морфометрических параметров разломов
Цифровая информация по каждому из параметров, представленных на картах-
схемах, была получена с помощью сетки профилей, а затем обработана методом
информационно-энтропийной оценки, которая позволяет установить, какой из пара¬
метров наиболее закономерно распространен в зоне влияния разломов сбросового
(Приморский) и сдвигового (Главный Саянский) типов. Зона каждого из разломов была
разбита на четыре интервала: 0-4,4-8, 8-12 и 12-16 км в обе стороны от оси разлома.
Затем мы определили вероятность попадания тех или иных значений параметров,
превышающих среднее значение, в тот или иной интервал и вычислили инфор¬
мационно-энтропийную характеристику каждого параметра по формуле, приведенной в
[1]:
W = -£ PjXlnPi
/ = 1
37

Таблица 1
Информационно-энтропийная характеристика некоторых параметров Главного Саянского и
Приморского разломов, бит
Параметры
Главный Саян¬
ский разлом
Приморский раз¬
лом
Степень раздробленности
1,36
0,78
Градиент скорости вертикальных неотектонических дви¬
жений
1,86
0
Густота эрозионного расчленения
1,82
1,83
Тангенс угла наклона рельефа
1,88
0
Толщина экзогенно-активного слоя
1,81
U9
Таблица 2
Информационно-энтропийная характеристика некоторых параметров северо-восточного и юго-
западного крыльев Главного Саянского разлома, бит
Параметры
Северо-восточное
крыло
Юго-западное
крыло
Степень раздробленности
1,36
1,80
Градиент скорости вертикальных неотектонических дви¬
жений
2,23
1,92
Густота эрозионного расчленения
2,28
2,00
Тангенс угла наклона рельефа
2,30
1,98
Толщина экзогенно-активного слоя
2,31
1,81
где Н - энтропия, п - количество интервалов, р,• - вероятность попадания значений
параметров, превышающих среднее, в каждый из интервалов. Вычисленные значения
энтропии внесены в табл. 1.
Из табл. 1 видно, что для Главного Саянского разлома наиболее информативной
(минимальное значение энтропии) характеристикой является степень тектонической
раздробленности, поскольку распределение этого параметра вкрест простирания зоны
влияния разлома наиболее закономерно. Основная масса значений, превышающих
среднее, попадает в первый интервал, тяготеет к осевой зоне разрывного нарушения.
Что же касается остальных параметров, то значение энтропии у них более высокое,
что свидетельствует об их меньшей информативности для зон разломов сдвигового
типа. Это можно объяснить тем, что густота эрозионного расчленения определяется
как тектоническими (степень раздробленности), так и различными другими факторами,
а градиент скорости вертикальных неотектонических движений, толщина экзогенно¬
активного слоя и тангенс угла наклона рельефа вообще зависят от вертикальной
составляющей движений и не контролируются магистральным швом сдвигового раз¬
лома.
Приморский разлом является наиболее ярким примером информативности последних
названных параметров для сбросов. Как видно из табл. 1 энтропия (мера неопреде¬
ленности) распределения значений градиента скорости вертикальных неотектоничес¬
ких движений и тангенса угла наклона рельефа в зоне влияния Приморского разлома
равна нулю. Это объясняется тем, что все значения, превышающие средние, нахо¬
дятся в интервале 0-4 км от магистрального шва, т.е. полностью (при заданной ши¬
рине продольных зон) контролируются магистральным швом разрывного нарушения.
Распределение степени раздробленности и толщины экзогенно-активного слоя в зоне
влияния Приморского разлома тоже достаточно информативно - значения энтропии не
38

превышают 1,2 бит. Что же касается густоты эрозионного расчленения, то этот па¬
раметр несет наименьшее количество информации для зоны Приморского разлома.
Это обусловлено тем, что в строении эрозионной сети изучаемой территории, как уже
отмечалось выше, большую роль играет реликтовая (древняя) речная сеть, прекра¬
тившая свое развитие во время орогенного подэтапа активизации тектонических дви¬
жений [9].
Кроме того, мы попытались определить, одинакова ли информационно-энтропийная
характеристика распределения неотектонических и морфометрических параметров в
разных крыльях одного и того же разлома. Для изучения были взяты параметры,
характеризующие зону влияния Главного Саянского взбрососдвига. Результаты их
обработки тем же методом представлены в табл. 2.
Очевидно, что информативность параметров для юго-западного крыла более высо¬
кая (энтропия не превышает 2 бит), для северо-восточного же крыла распределение
наибольших значений параметров меньше контролируется осевой зоной разлома и
величина энтропии (за исключением степени раздробленности) больше 2,2 бит.
Неодинаковое значение информационно-энтропийной характеристики распределения
неотектонических и морфометрических параметров в разных крыльях одного и того
же разлома может свидетельствовать о большей активности юго-западного крыла и
пассивности противоположного. Это не противоречит существующим представлениям
о Главном Саянском разломе, его кинематике и соответствует общей геодинамической
ситуации в регионе.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Лузин В.Ф. Информационные модели в геологии. Иркутск: Изд-во Иркут, ун-та, 1983. 84 с.
2.	Лобацкая Р.М. Структурная зональность разломов. М: Недра, 1987. 128 с.
3.	Шерман С.И., Борняков С.А., Буддо В.Ю. Области динамического влияния разломов (результаты моде -
лирования). Новосибирск: Наука, 1983. 111 с.
4.	Геология и сейсмичность зоны БАМ // Неотектоника. Новосибирск: Наука, 1984. 206 с.
5.	Аржанникова А.В. Степень тектонической раздробленности территории, расположенной в зоне влияния
Главного Саянского разлома // Геология и геодинамика Евразии: Материалы XVIII Всероссийского
молодеж. науч. конф. Иркутск: ИЗК СО РАН, 1999. С. 46.
6.	Леви К.Г. Применение количественных методов в геоморфологии: Учеб, пособие. Иркутск: Изд-во
Иркут, ун-та, 1995. 54 с.
7.	Гзовский М.В., Крестников В.И., Рейтер Г.И. Геологические методы определения средней величины
градиента скорости тектонических движений и результаты их применения // Изв. АН СССР. Сер. гео-
физ. 1959. № 8. С. 1147-1156.
8.	Леви К.Г. Применение задачи Бюффона при определении густоты эрозионного расчленения рельефа //
Тез. докл. VIII конф. мол. науч. сотр. по геологии и геофизике Воет. Сибири. Иркутск: Изд-во Иркут¬
ского ун-та, 1978. С. 21-22.
9.	Мац В.Д. Кайнозой Байкальской впадины. Иркутск: Политехи, ин-т, 1991. 155 с.
10.	Чипизубов А.В., Смекалин О.Л. Палеосейсмодислокации и связанные с ними палеоземлетрясения по зоне
Главного Саянского разлома // Геология и геофизика. 1999. Т. 40. № 6. С. 936-947.
ИЗК СО РАН, Иркутск	Поступила в редакцию
25.02.2000
INFORMATION ANALYSIS IN MORPHOMETRY OF ACTION AREA OF THE MAIN
ACTIVE FAULTS IN THE SW CISBAIKALIAN
A.V. ARZHANNIKOVA
Sum шагу
The using of entropy-informational evaluation of the morphometric characteristics showed this approach to be useful
in the studying of zones of faults' active dynamic action. The distribution of various endogenous and exogenous
parameters within these zones is considered, and the most informative parameters are determined for normal faults and
strike-slips.
39

УДК 551.462.62(261)
© 2001 г. В.В. ФРОЛЬ, А.В. ИЛЬИН
МЕТОДЫ МАТЕМАТИЧЕСКОЙ СТАТИСТИКИ В ИССЛЕДОВАНИИ
ПОДВОДНОГО РЕЛЬЕФА
(на примере Срединно-Атлантического хребта)
Обработка информации на ЭВМ на основе методов математического анализа,
математической статистики и теории случайных функций довольно давно применяется
в практике морских геофизических работ. Однако для характеристики форм подвод¬
ного рельефа эти методы используются крайне недостаточно. До сих пор преобладают
самые общие качественные описания строения рельефа дна по произвольной методике
так, что сравнительный морфометрический анализ структур становится крайне затруд¬
нительным. Переход от описательных характеристик к численным, пригодным для
расчетов на ЭВМ, позволяет получить объективные морфометрические характеристи¬
ки различных форм рельефа и структур, что особенно важно при моделировании строе¬
ния подводного рельефа. Большое значение численные методы имеют при анализе
рельефа генетически однородных структур, сходных по строению, где все сущест¬
вующие изменения в рельефе трудно уловить визуально. В этом случае появляется
необходимость разложить рельеф на составляющие элементы, чтобы выявить трудно
различимые изменения и особенности его строения. Такая решаемая задача на
сходство и различия позволяет провести объективное морфометрическое райони¬
рование подводного рельефа как основу для дальнейшего структурно-геоморфоло¬
гического и тектонического районирования. Разложение рельефа на составляющие
элементы, выраженные в численном виде, необходимо также при совместной
обработке данных по рельефу и геофизической информации, это в настоящее время
проводится исключительно на ЭВМ. Таким образом, данные по рельефу включаются
в общий блок геофизической информации, сейчас они часто существуют совершенно
независимо друг от друга; геофизики строят модели на ЭВМ, геоморфологи до¬
вольствуются общими, довольно приблизительными описаниями. Отсутствует стан¬
дарт в описаниях, числовые характеристики даются не по единой форме, а по самой
разной методике. При этом значительная часть информации теряется, результаты
исследований становятся несравнимыми.
В изучении подводного рельефа существуют специфические проблемы. По большей
части исследователи лишены возможности проводить непосредственные наблюдения и
используют дистанционные методы. Результаты представлены обычно в виде эхо-
грамм по отдельным галсам и батиметрических карт, построенных по сети галсов с
интерполяцией межгалсовых промежутков. Эхограммы - наиболее детальный первич¬
ный материал, основа для составления профилей дна и карт различных масштабов.
Эхограммы и профили дна несут наиболее полную объективную информацию о строе¬
нии рельефа и являются основным материалом для морфометрического анализа. Од¬
нако на них содержится много деталей, затрудняющих их сопоставление. Поэтому
нужен метод, который позволил бы с достаточной гибкостью манипулировать ис¬
ходными данными, извлекать из материала то, что необходимо для решения опре¬
деленной геологической задачи. Такими возможностями обладают методы математи¬
ческой статистики. При обработке материала необходимо стремиться достичь сле¬
дующего: 1) повышения информативности полученных данных путем экстрагирования
из эхолотных записей всей заложенной в них информации; 2) повышения досто¬
верности выводов, получаемых на основе анализа эхограмм и профилей дна; 3) по¬
лучения возможности сравнения полученных результатов с проведенными ранее ис¬
следованиями подобных структур. Для решения этой задачи идеальным было бы
40

образование банка данных по рельефу дна, аналогичного банкам геофизических и гео¬
логических данных.
Ограничения метода. Все морфометрические и статистические методы анализа
рельефа основываются на представлении рельефа как случайного поля высот и глу¬
бин. Топографическая поверхность обладает следующими свойствами [1]: 1) непрерыв¬
ность рельефа - бесконечно малому приращению горизонтальных координат X и Y
соответствует бесконечно малое вертикальное приращение h: 2) конечность рельефа;
3) однозначность - вертикальная линия пересекается с поверхностью рельефа только
в одной точке.
При статистическом анализе любого участка земной поверхности возникают проб¬
лемы однородности, стационарности, изотропности поля глубин. Вообще, "угроза не¬
однородности и нестационарности постоянно висит над исследователем даже в самых,
казалось бы, благоприятных условиях" [2, с. 53]. В отношении рельефа условия одно¬
родности и стационарности считаются соблюденными, если рассматриваются генети¬
чески однородная поверхность или комплекс форм.
Рельеф поверхности Земли в общем случае анизотропен. Для подводного рельефа
за изотропный можно принять лишь рельеф отдельных участков морского дна в пре¬
делах глубоководных котловин. Это обычно ровное дно с небольшими холмами,
беспорядочно разбросанными по площади, так что по любому разнонаправленному
галсу будет встречено примерно одинаковое количество холмов с близкой вероят¬
ностью. Профили дна таких районов очень похожи по внешнему виду. В случае же
крупных линейных форм анизотропия рельефа проявляется очень сильно, например
профили вдоль и вкрест простирания срединно-океанических хребтов, линейных бло¬
ковых поднятий дна и т.д. Совместный анализ по такому произвольному набору
профилей бессмыслен. Для соблюдения условия изотропности необходима одинаковая
ориентация исходных профилей относительно простирания основных структур, обычно
вкрест их простирания. Отобранный таким образом исходный примерный материал
является представительным для класса локально-однородных и изотропных двумерных
полей, и к нему приложима теория анализа случайных процессов и полей [3].
Спектрально-статистические методы были применены нами для морфометрического
анализа рельефа Срединно-Атлантического хребта (САХ). Даже самый общий ви¬
зуальный анализ батиметрических профилей показывает, что при едином генезисе и
общем внешнем сходстве отдельных форм рельефа наблюдаются значительные
региональные различия в строении отдельных звеньев хребта в целом и его рифтовой
зоны в частности. Изменяются характер расчленения рельефа, ширина, протяжен¬
ность, степень выраженности структур и т.д. Такая сложная картина поперечного
профиля затрудняет последовательное сопоставление различных частей (САХ)
визуальным способом. Появляется необходимость расчленить ее на ряд показателей,
выраженных в численном виде, картируемых и сопоставимых между собой [4, 5].
Нами были поставлены следующие задачи: выявить степень сходства и различия в
строении отдельных звеньев хребта; определить характер изменений в рельефе
вкрест и вдоль простирания хребта; выделить морфологически однородные районы по
сходству морфометрических признаков. Они решались на примере приосевой части
хребта, включающей в себя рифтовый и верхний сегменты фланговых зон, обычно не
выходящие за пределы линейной магнитной аномалии № 5. В этих зонах осадочный
покров практически отсутствует, встречается лишь "карманное" заполнение меж¬
горных впадин маломощными осадками. Таким образом, видимый эхолотный профиль
отражает рельеф фундамента хребта [6].
В пределах САХ для статистической обработки было отобрано более 80 эхолотных
профилей, пересекающих хребет по нормали к его простиранию. Все профили про¬
кладывались на батиметрических картах м-ба 1:2000000 и 1:5000000 и привязывались
к основным структурам дна океана. Для чистоты эксперимента из подготовленных
профилей выбрасывались участки их пересечения с трансформными разломами, имею¬
щими иную морфологию и генезис. Для каждого из профилей были сняты ряды глубин
41

с дискретностью выборки 1 км. Полученный массив данных вводился в компьютер, на
котором проводились дальнейшие расчеты.
Основные статистические характеристики и их морфологический смысл. Статисти¬
ческие характеристики могут быть рассчитаны как для всего профиля в целом, так и
для отдельных его частей. Расчет для всего исходного профиля в целом целесообразно
выполнять по данным полигонных исследований, а также для участков дна, где общий
уровень поверхности не содержит региональной составляющей большой величины.
При наличии значительного регионального уклона поверхности дна предварительно
проводится сглаживание исходного профиля [4, 7]. Цель сглаживания - разделение
крупно- и мелкомасштабных форм рельефа, т.е. отделение заведомо тектонических
форм от высокочастотной составляющей рельефа. Это позволяет разложить исходный
профиль на две составляющие: сглаженный профиль и профиль осложняющих неров¬
ностей. Первый рассматривается как уровень, второй содержит формы, за счет ко¬
торых формируется расчлененность.
Анализируемые нами ряды, как и большинство случайных процессов, встречаю¬
щихся на практике, имеют, в общем, нестационарный характер. Их нестационарность
проявляется в том, что при переносе начала отсчета в цифровом ряду статистические
свойства не остаются постоянными. Для стационаризации анализируемого ряда необ¬
ходимо или удалить тренд, или устранить крупномасштабную низкочастотную состав¬
ляющую. Здесь следует заметить, что мы анализируем не временные, а пространст¬
венные случайные процессы, поэтому имеются в виду пространственные циклические
частоты - величины, обратные пространственной периодичности. Операция выделения
низкочастотной составляющей состоит прежде всего в получении из исходного циф¬
рового ряда некоего сглаженного ряда с применением скользящего осреднения с
заранее выбранным интервалом сглаживания. Этот этап можно назвать низко¬
частотной фильтрацией. Сглаживание проводится с использованием так называемого
косинус-фильтра:
где Нк - глубины сглаженного профиля; hi - глубины исходного профиля; к - номер
ординаты сглаженного ряда; i - номер ординаты исходного ряда; п = L/AI - безраз¬
мерный интервал сглаживания. Мы принимаем интервал сглаживания L = 20 км при
дискретности выборки глубин А/ = 1 км. Тогда п = 20. Следует заметить, что коли¬
чество сглаженных ординат профиля в целом становится меньше исходного количества
на п значений (рис. 1).
Итак, на сглаженном профиле будут представлены формы рельефа с горизон¬
тальными размерами ^ 20 км, на профиле осложняющих неровностей - < 20 км. Это
дает возможность провести сопоставление таких форм рельефа, созданных крупно¬
масштабными тектоническими процессами, как основное сводовое поднятие срединного
хребта, так и осложняющих поднятие форм рельефа более мелкого масштаба,
возникших под воздействием вулканотектонических и экзогенных процессов. Сгла¬
женный профиль представляет собой региональный уровень, коротковолновый - фор¬
мы, ответственные за формирование расчлененного рельефа поверхности. Последний
профиль принимается за стационарный, и к нему применимы методы спектрального
анализа, используемые для описания стационарных случайных функций.
В соответствии с теоремой Котельникова функция вполне определяется значениями
в точках, отстоящих на расстояние А/, если она не содержит частот выше 1 /2А/. По¬
этому при спектральном анализе можно судить о размерах форм, имеющих протяжен¬
ность не менее удвоенной величины интервала отсчета глубин. В нашем случае это
формы протяженностью ^ 2 км.
42

Рис. 1. Исходные профили, сглаженные и высокочастотные составляющие, рассчитанные для двух
эхолотных профилей: а - первоначальный профиль и сглаженная кривая, б - высокочастотная
составляющая
Стационарный процесс полностью характеризуется тремя оценками: математиче¬
ским ожиданием X, дисперсией а2 и автокорреляционной функцией (АКФ). Последняя
рассчитывается по формуле
1 N-r	_	_
Ch(r) =	 I (Hi - X)(Hi + r - X);
N-r i=\
где Hi - отдельные глубины; N - общее количество глубин на профиле; г - составляет
ряд последовательных значений 0, 1, 2,... т; т - величина максимального сдвига или
расстояний между глубинами, для которых рассчитывается функция.
По АКФ определяется интервал или радиус корреляции, т.е. такое расстояние,
начиная с которого, значения Hi и Hi + г можно считать некоррелируемыми.
Морфологический смысл АКФ. АКФ определяет связь между глубинами, распо¬
ложенными на разных расстояниях друг от друга. С ее помощью оценивается степень
изменчивости глубин. Характеристикой изменчивости служит радиус корреляции.
Значение АКФ в нулевой точке (г = 0) равно дисперсии (а2) и характеризует верти¬
кальное расчленение рельефа. Радиус корреляции определяет наиболее типичную
периодичность в чередовании глубин и соответствует показателю горизонтального
расчленения или ритма рельефа.
Быстрое уменьшение АКФ до нуля, малый радиус корреляции указывает на слабую
зависимость между глубинами, некоррелированный процесс, хаотичное распределение
глубин. Это свидетельствует о значительной изменчивости глубин и слабой связи меж¬
ду ними. Как правило, это интенсивно раздробленный рельеф со слабой периодич¬
ностью, отсутствием высокочастотной составляющей волн, что присуще блоковому
типу рельефа.
43

а
Рис. 2. Примеры графиков: а - нормированной автокорреляционной функции (/ - для коррелируемого
процесса, 2 - для некоррелируемого процесса), б - структурных функций Dr
Медленное уменьшение АКФ, значительный радиус корреляции указывает на су¬
ществование зависимости между глубинами, описывающими формы рельефа с вол¬
новой составляющей, равной радиусу корреляции. Чем больше радиус корреляции, тем
меньше проявились процессы дробления коры, а в большей степени - процессы склад¬
чатости или некоторые другие процессы, приводящие к волнообразному строению
рельефа. По максимумам АКФ выявляются периоды колебаний, преобладающие по
амплитуде, т.е. определяется периодичность рельефа (рис. 2d).
Структурная функция - достаточно хорошая интегральная характеристика, позво¬
ляющая судить о наличии или отсутствии периодичностей соответствующего мас¬
штаба и о их вертикальных и горизонтальных размерах. В то же время эта функция
устойчива к условию стационарности и поэтому часто используется для анализа не¬
стационарных процессов. Она показывает распределение энергии для волн разной
периодичности. Можно оценить энергию форм рельефа явно тектонического проис¬
хождения с очень большой длиной волны и энергию более высокочастотных сос¬
тавляющих, созданных локальными тектоническими процессами или вулканизмом.
Формула для расчетов:
где N - общее число данных в ряду; г - сдвиг структурной функции; max Dr для
данного профиля отражает размах рельефа, т.е. максимальное вертикальное
расчленение - Dr max = max а2.
Кроме того, осциллирующий характер структурной функции свидетельствует о
периодичности исследуемого процесса. При этом расстояние от нуля до первого пика
структурной функции соответствует половине длины волны преобладающей перио¬
дической составляющей, т.е. расстоянию гребень - впадина, что отвечает понятию
горизонтальной расчлененности или ритма рельефа. Крутизна графика отражает
средний угол наклона для форм данной протяженности. На рис. 26 приведены ти¬
пичные графики структурных функций, рассчитанных для трех эхолотных профилей
через рифтовую зону САХ. Все структурные функции указывают на существование
хорошо выраженных периодичностей с длинами волн 5, 8 и 10 км с разной энергией
рельефа. Плохо выраженная периодичность функции свидетельствует о раздроб¬
ленном рельефе с резкими колебаниями глубин. Хорошая периодичность говорит о
более упорядоченном, закономерно построенном рельефе с преобладанием форм с
малой длиной волны.
44

Спектральная плотность. Наиболее полно распределение энергии процесса по час¬
тотам дает метод спектрального анализа. В отличие от структурной функции,
показывающей основную, главную периодичность рельефа, спектральный анализ поз¬
воляет выделить целый ряд периодичностей с различной длиной волны в зависимости
от величины спектральной плотности дисперсии колебания глубин. Однако спек¬
тральный анализ может быть применен только к стационарным и квазистационарным
процессам. Поэтому для стационаризации процесса необходимо удалить "фоновую"
длинноволновую составляющую. В нашем случае это осуществляется посредством
фильтрации, когда исходный профиль рельефа дна разделяется на длинноволновую
часть, созданную крупномасштабными тектоническими процессами, и коротко¬
волновую или профиль осложняющих неровностей, отвечающую за характер рас¬
членения рельефа. К последней применимы методы спектрального анализа.
Спектральная плотность, иногда называемая энергетическим спектром случайного
процесса, является очень удобной и информативной величиной, показывающей распре¬
деление энергии процесса как функции пространственной частоты. Энергетический
спектр по сравнению с другими функциями дает более отчетливое представление о
частотных свойствах анализируемого поля и характеризует энергию всех гармоник
поля. При этом в спектре отчетливо выделяются отдельные гармоники (периодич¬
ности), которые при других методах могут быть едва заметны [8]. В случае анализа
профилей рельефа дна выявленные периодичности (длины волн) соответствуют гори¬
зонтальным размерам преобладающих форм рельефа, а значения спектральной плот¬
ности - относительному вкладу каждой составляющей в суммарную энергию рельефа.
Первый способ определения спектральной плотности состоял во взятии преоб¬
разования Фурье от предварительно вычисленной корреляционной функции. Если
определена корреляционная функция Ch(г), то функция спектральной плотности Sp
процесса h определяется формулой
р - номер ординаты спектральной плотности - целое число, изменяется от 0 до т.
Для дискретной реализации определенной протяженности можно построить преоб¬
разование Фурье для конечного ряда частот. Если протяженность анализируемого
отфильтрованного профиля равна L, то пространственные частоты, соответствующие
номеру Р ординаты спектра, получаются из соотношения PIL. Понятно, что набор
ординат имеет номера от 0 до т, а т может достигать значения, равного половине
количества выборок в исследуемом ряду. Тогда последняя частота равна х I2&U ее час¬
то называют частотой Найквиста.
В связи с тем что спектральному анализу подвергается высокочастотная часть
исходной реализации, в нашем случае та ее часть, которая содержит неискаженными
формы рельефа протяженностью < 20 км, следует критически относиться к частотам,
меньшим V20 цикл/км. Пик на спектре вблизи этой частоты может быть искусст¬
венным, порожденным высокочастотной фильтрацией.
Спектральная плотность вычисляется для диапазона волн от °о до 2А/, в нашем
случае от °° до 2 км. Учитывая, что интервал сглаживания, выбранный нами, состав¬
ляет 20 км, а срезание энергии начинается практически с волн длиной 10 км и больше,
пики с длиной волны > 10 км могут быть фиктивными - результатом срезания энергии
волн большей длины, а не указывают на присутствие регулярных преобладающих
колебаний. С другой стороны, величина пиков должна выходить за пределы дове¬
рительного интервала, а остальные малозаметные пики на спектрах, не выходящие за
пределы доверительного интервала, можно считать несущественными. В нашем
45

Puc. 3. Типичные графики спектральных плотностей Sp для двух эхолотных профилей. Пики с длиной волны
> 10 км являются фиктивными
случае доверительный интервал при 90%-ной обеспеченности не выходит за пределы
0,5-1,0 (считая значения спектральной плотности за единицу) и определение спектров
можно считать надежным. На рис. 3 приведены характерные спектры для двух
эхолотных профилей через рифтовую зону САХ. Высокие пики спектральной
плотности в области > 10 км можно считать фиктивными в результате срезания энер¬
гии волн большой длины. Реальными являются пики с длиной волны 8 и 6 км на
примере 1 и 9 и 6 км - на спектре 2. Это утверждение обусловлено удаленностью этих
длин волн от начала срезания фильтром и тем, что величина пиков выходит за
пределы доверительного интервала. Характерная особенность спектров - рост энергии
с ростом длины волны, т.е. чем больше горизонтальные масштабы рельефо¬
образующих волн, тем больше их амплитуда.
В настоящее время вычисления спектральной плотности проводятся с помощью
быстрого преобразования Фурье. Этот способ позволяет радикально ускорить процесс
вычислений и дает возможность рассчитать как спектральную плотность, так и корре¬
ляционную функцию анализируемого ряда. Подробно об этом алгоритме вычислений
изложено в [9].
Оценки энергии рельефа. Такие функции, как а2, АКФ, Dr, Sp, называются энерге¬
тическими функциями, так как они пропорциональны энергии процесса. По аналогии с
электричеством это означает, что если процесс имеет вид пульсаций напряжения или
тока, то эти величины пропорциональны энергии процесса или мощности, выделяемой
на единичном сопротивлении. По отношению к рельефу эти функции интерпре¬
тируются следующим образом. Структуры САХ созданы крупномасштабными
процессами. В качестве ведущих факторов выступают тектоника и вулканизм, лишь в
46

слабой степени преобразованные экзогенными процессами на флангах. В целом тип
рельефа САХ, особенно его верхних частей, тектоновулканический. Однако интен¬
сивность и характер проявления тектонических процессов различны по простиранию
хребта, что находит свое отражение в строении рельефа. Энергетические функции
дают возможность оценивать и количественно сравнивать распределение энергии
тектонических процессов в диапазонах волн различной длины, выявлять характер
изменения энергии тектонических движений по длине хребта, выделять энергетически
однородные районы. Термин "энергия рельефа" означает отражение в рельефе энер¬
гии тектонических процессов, затраченных на его создание.
Проведенная работа позволила получить достаточно большой набор показателей,
вместе образующих достаточно полную морфометрическую и энергетическую харак¬
теристики рельефа САХ. Эти данные могут служить основой для дальнейших струк¬
турно-геоморфологических и тектонических построений.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Волков Н.М. Принципы и методы картометрии. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1950. 328 с.
2.	Коняев К.В. Спектральный анализ случайных процессов и полей. М.: Наука, 1973.168 с.
3.	Никитин А А. Теоретические основы обработки геофизической информации. М.: Недра, 1986. 342 с.
4.	Ильин А.В. Основные черты геоморфологии дна Атлантического океана // Условия седиментации в
Атлантическом океане. М.: Наука, 1971. С. 107-246.
5.	Ильин А.В., Фроль В.В. Пространственно-спектральный анализ рельефа рифтовой зоны Атлантического
океана // Океанология. 1977. Т. 17. Вып. 2. С. 263-271.
6.	Международный геолого-геофизический Атлас Атлантического океана. М.: ГУГК, 1989-1990. 153 с.
7.	Ильин А.В., Сабинин КД., Шулепов В.А. О некоторых приемах и результатах статистической обработки
материалов по рельефу дна // Океанология. 1968. Т. 8. Вып. 3. С. 431-441.
8.	Луговенко В.Н. Статистический анализ аномального магнитного поля. М.: Наука, 1974. 199 с.
9.	Бендот Дж., Пирсол А. Прикладной анализ случайных данных. М.: Мир, 1989. 540 с.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет,	27.11.99
Акустический институт
STATISTICAL METHODS IN SUBMARINE RELIEF INVESTIGATIONS
V.V. FROL', A.V. IL'YIN
Sum тагу
The application of stochastic functions theory and statistic analysis to sea bottom depths data processing is
discussed. Spectral methods were used for the analysis of morphometric data of the Middle - Atlantic ridge. The
approach is shown to be applicable to geomorphologic and tectonic zoning of the ridge.
47

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
JNb 2
апрель-июнь
2001
НАУЧНЫЕ СООБЩЕНИЯ
УДК 551.435.5(477.75)
© 2001 г. Б.А. ВАХРУШЕВ, А.А. КЛЮКИН
КРИОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ КРЫМСКИХ ЯЙЛ
Крымские горы, расположенные на юге полуострова, состоят из двух низких и средне¬
горной Главной гряды, достигающей высоты 1545 м над ур. моря. Блоковые массивы
Главной гряды увенчаны платообразными поверхностями - яйлами. Они сложены верхне¬
юрскими известняками, изъедены карстовыми воронками и покрыты горно-луговыми
степями. На плоских водоразделах и пологих склонах карстового рельефа яйл встречаются
небольшие каменные многоугольники, кольца, сети, состоящие из дресвы, щебня и мелких
глыб известняка. Обломки обрамляют куртины плотнодерновинных трав или образуют
каменные пятна среди них. Они производят впечатление структурных грунтов перигля-
циальных областей (рис. 1).
Особенности морфологии и строения каменистых образований указывают на вымора¬
живание слагающих их обломков из почв на поверхность, но в отличие от структурных
грунтов криолитозоны здесь отсутствуют морозобойные трещины и не происходит
сортировка каменного материала в горизонтальном направлении.
С морозным пучением в Крыму впервые столкнулись лесоводы. Высаженные в почву
молодые растения в течение одного - пяти лет выжимались на поверхность. В связи с этим,
на яйлах стала применяться более глубокая, чем обычно, посадка саженцев [1]. Последствия
пучения прослеживаются и в естественном растительном покрове. На каменистых поверх¬
ностях встречаются вымороженные живые и погибшие растения со стержневой корневой
системой. У некоторых многолетних трав и полукустарничков возрастом 10-15 лет корни
обнажены на 10—15 см, что свидетельствует о средней скорости вымораживания 1,0-
1,5 см/год.
Яркие признаки вымораживания обломков наблюдаются весной. Между обломками
образуются валики выдавленной почвы высотой 1-3 см. А.Л. Уошборн [2] называет их
"малыми кочками" и рассматривает как характерный элемент структурных грунтов.
Первые валики-кочки появляются на поверхности в сентябре после понижения темпера¬
туры воздуха до -3 —5°С.
На каменистых поверхностях встречаются перевернутые обломки с лишайниками на
нижней стороне и "свежие", вымороженные недавно, выделяющиеся светло-желтой
окраской. Происходит шевеление обломков, некоторые из них поставлены на ребро или
надвинуты друг на друга. Между камнями и почвой образуются щели шириной 1-5 см,
которые также свойственны структурным грунтам [2, 3].
В специальной литературе по геоморфологии и мерзлотоведению понятие "структурные
грунты" трактуется как собирательный термин, объединяющий разнообразные микро¬
формы рельефа. Они распространены в основном в перигляциальных областях, но встре¬
чаются и в других природных обстановках, где важные грунты подвержены частому
воздействию промерзания - протаивания [4-10]. А.Л. Уошборн [2, с. 123] подчеркивает:
"многообразие структурных грунтов столь велико, что, думается, необходимы гораздо
более обстоятельные исследования как основа будущих надежных обобщений".
48

Рис. I. Структурные грунты на нижнем плато Чатырдага
Крымские горы, расположенные на юге умеренного пояса, не вошли в перечень
регионов, где возможно проявление криогенных процессов и образование связанных с ними
форм рельефа [11]. Криогенные явления здесь не отмечались и не исследовались. Рассмат¬
ривалась только роль талых снеговых вод в образовании карстовых полостей нивально-
коррозионного класса [12].
По климатическим условиям нагорные яйлинские плато не относятся к перигляциаль-
ным областям. На них нет многолетнемерзлых пород, не обнаружены следы плейстоце¬
новых оледенений и реликтовые криогенные формы. Климат яйл влажный и избыточно¬
влажный с умеренно-холодной зимой, умеренно-прохладным и прохладным летом. Средняя
годовая температура воздуха на абсолютной высоте 967 м (ГМС "Караби яйла") и 1180 м
(ГМС "Ай-Петри") составляет соответственно 6,4 и 5,7°С (табл. 1). Среднее количество
атмосферных осадков колеблется от 595 до 1052 мм/год. Около 40-50% этой суммы
выпадает в виде снега. Снег перераспределяется ветром, частично или полностью стаивает
во время оттепелей. Снежный покров держится 30-155 дней. Средняя продолжительность
морозного периода 205-215 дней. Отрицательные температуры на поверхности почв
отмечались во все месяцы кроме июля. Абсолютный максимум и минимум достигали на Ай-
Петри соответственно-32,0° и +61,0°С. Средняя температура почв на глубине 25 см в янва¬
ре - марте отрицательная (от -0,2 до -2,3°С). На глубине 20 см температура 0°С и ниже
держится в среднем 49, а иногда и 106 дней в году [13]. Промерзание почв неустойчивое, во
время оттепелей сменяется частичным или полным протаиванием (2-7 раз за холодный
период года). Кроме того, маломощные влажные почвогрунты в местах отсутствия снега и
растительности подвергаются многократному воздействию суточных циклов промерзания -
протаивания. Все это благоприятствует морозному выветриванию пород, пучению грунтов,
вымораживанию обломков, развитию криогенного крипа и солифлюкции.
Строение структурных грунтов исследовано в нескольких пунктах яйл Чатырдагского,
Карабийского и Бабуганского горных массивов в пределах высот от 1050 м до 1420 м
методом послойного снятия грунта. Диаметр изученных каменных многоугольников и
колец составляет 0,5-2,0 м. Их центральную часть занимают плотные куртины поликарпи-
ческих трав, представленных осокой низкой (Carex humilis Leyss.) и типчаком - овсяницей
скальной (Festuca rupicola Heuff.). На каменистых поверхностях, обрамляющих куртины,
встречаются лишь единичные экземпляры невысоких полукустарничков и многолетних
трав со стержневой корневой системой (Helianthemum orientale Grosser, Н. stevenii Rupr. ex Yuz
et Pozd., Anthillis biebers teiniana (Taliev) Popl., A. Macrocephala Wend., Minuartia aucta Klok.,
49

Lfi
О
Таблица 1
Некоторые характеристики климата нагорных плато Крыма (по материалам ГМС " Ай-Петри")
Характеристика климата
Месяцы
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
Средняя температура, град
воздуха
-3,5
-3,6
-1,1
4,1
9,6
13,1
15,4
15,2
11,0
7,1
2,5
-1,2
на поверхности почвы
-4
-4
-2
7
15
19
21
20
14
7
2
-2
на глубине 25 см
-U
-2,3
-0,2
3,4
н
ет сведен»
[Й
0,6
Абс. минимум температуры, град
воздуха
-27,4
-26,5
-24,3
-15,0
-8,2
-1,6
3,5
1,0
-6,7
-16,0
-18,7
-21,1
на поверхности почвы
-32
-28
-22
-17
-7
-3
0
-1
-7
-12
-21
-25
Абс. максимум температуры, град
воздуха
13,3
15,0
20,3
22,1
26,6
26,0
29,6
29,3
28,1
24,2
22,9
14,1
на поверхности почвы
15
25
32
50
59
61
60
59
51
41
30
19
Среднее количество осадков, мм
160
129
92
50
52
73
60
49
49
71
109
158
Испаряемость, мм
10
12
42
67
100
110
125
114
78
60
23
12
Коэффициент увлажнения
16,00
10,75
2,19
0,75
0,52
0,66
0,48
0,43
0,63
1,18
4,74
13,17
Число дней с метелью
7,8
7,1
5,9
1,4
-
-
-
-
-
0,5
2,2
4,9

Рис. 2. Кумулятивная кривая гранулометрического состава почв крымских яйл
Poterium polygamum Waldst. et Kit. и др.). Растительность покрывает 30-60% площади
развития структурных грунтов.
Рассмотрим отдельно почвенный разрез под каменным бордюром и центральной частью
многоугольника, занятой растительностью. В строении каменистой поверхности сверху
вниз выделены 3 слоя.
1.	0-5 см. Щебень и дресва известняков. Преобладает уплощенный щебень поперечником
2-10 см, единичные обломки достигают 15-20 см. Частицы более 5 см образуют горизонт
толщиной в один камень и лежат в "гнездах" подстилающей поверхности слоя 2. Про¬
странство между соседними обломками заполнено выдавленной снизу почвой.
2.	5-15 см. Почва горно-луговая черноземовидная суглинистая с редкими обломками
известняка поперечником 1-15 см. Книзу количество обломков возрастает до 10%. Некото¬
рые уплощенные обломки поставлены на ребро.
3.	15-20 см. Щебень и мелкие глыбы известняка, прерывистой разборной скалы,
залегающие на неровной поверхности разбитых трещинами, выщелоченных верхнеюрских
известняков. Преобладают уплощенный щебень и мелкие глыбы. Трещины между ними
заполнены почвой, аналогичной слою 2.
В центральной части многоугольника под плотным растительным покровом и войлоком
(2 см) лежит слой 2 горно-луговой суглинистой черноземовидной почвы мощностью около
10 см. В верхней части слой обогащен обломками известняка (10-20%). Преобладает
уплощенный щебень поперечником до 10 см. Слой 1 каменного бордюра здесь отсутствует.
Под почвой находится разборная скала, аналогичная слою 3, но ее кровля и подошва ближе
к поверхности, чем под соседними участками, покрытыми камнями.
Мелкозем структурных грунтов (почв) обогащен гумусом, выщелочен, состоит в
основном из алеврита (40-70%), тонкого песка (15-28%) и 9-15% глины (менее 0,005 мм).
Медианный размер обломков колеблется от 0,025 до 0,045 мм. Кумулятивная кривая,
построенная по результатам гранулометрического анализа нескольких проб, отобранных
на Чатырдаге и Караби-Яйле, наглядно подчеркивает высокое содержание в почвах
тонкопесчаноалевритистых фракций размером 0,1-0,005 мм (рис. 2).
Минеральная составляющая почв является нерастворимым остатком и продуктом
криогипергенеза, поскольку существуют благоприятные условия как для растворения, так и
для морозного выветривания известняков, конечный продукт которого, как известно, -
алеврит [6, 14].
По гранулометрическому составу почвы относятся к пылеватым суглинкам и супесям, а
по числу пластичности (9,7-11,7) - к пластичным грунтам - пылеватым суглинкам. Влажные
пылеватые суглинки при промерзании, в отличие от песков и глин, предрасположены к
пучению [2, 15]. Вода в них свободнее мигрирует к фронту промерзания, что сопровож¬
дается обильным льдовыделением. Такие грунты переходят в твердомерзлое состояние при
температуре от -0,6 до -1,0°С.
В научной литературе описаны эксперименты, позволяющие оценить скорость вымора¬
живания обломков на поверхность [2, 6, 15]. Такой эксперимент поставлен авторами на
нижнем плато Чатырдага (1120 м над ур. моря) в 1986 г. В горно-луговые почвы пологого
склона южной экспозиции были закопаны на глубине 5, 10 и 20 см по два типичных для
структурных грунтов уплощенных обломка известняка поперечником 5-6 см. Через 3 года
меченые частицы, оставленные на глубине 5 см, оказались на поверхности. Обломки,
закопанные на глубине 10 см, через 5 лет после начала эксперимента были обнаружены в 7-
51

8 см ниже поверхности. С глубины 5 см обломки вымораживались со средней скоростью
1,67 см/год, а с глубины 10 см - 0,50 см/год. Эти значения близки к скорости выжимания из
почв стержневых корней растений. Судя по результатам эксперимента и строению
структурных грунтов, вымораживание обломков на поверхность происходит из почв
мощностью до 20 см.
Структурные грунты питаются крупными обломками из разборной скалы. Плотные пе-
рекристаллизованные верхнеюрские известняки сравнительно быстро растворяются, но
устойчивы к физическому выветриванию если в них нет трещин. Отделение морозным вы¬
ветриванием обломков от глыбовой зоны элювия на глубине 15-20 см происходит медленно
и неповсеместно. Поэтому структурные грунты не имеют обильного источника питания.
Там, где поверхность покрыта плотным растительным покровом, а почва хорошо
армирована корнями, вымораживание обломков не происходит или процесс протекает
очень медленно. Здесь нет следов разрыва дернины "растущими" камнями, не образуются
валики-кочки и щели вокруг камней, не встречается "свежие" и перевернутые обломки.
Растительный покров и войлок, а также снег, задерживаемый растительностью, утепляет
почву, что сказывается на уменьшении глубины и частоты ее промерзания-протаивания.
Подошва почвы, вероятно, располагается ниже глубины сезонного промерзания, что
исключает возможность вымораживания обломков из разборной скалы.
Образование разборной скалы и вымораживание ее обломков на поверхность зависит от
влажности и частоты перехода температуры почв через 0°С. Поскольку в холодный период
года нагорные плато хорошо увлажнены атмосферными осадками, то процессы будут
проявляться в тех местах, где есть условия для частого промерзания-протаивания почв и
подстилающих известняков - там, где мощность почв менее 20 см, поверхность обнажена и
с нее сдувается снег. Промерзание-протаивание происходит чаще в малоснежные зимы, в
периоды с частыми оттепелями и ясной солнечной погодой, благоприятствующей испаре¬
нию снега. Кроме того, начало сезонного промерзания почв опережает образование
устойчивого снежного покрова. На Ай-Петри средняя дата первого заморозка на почве
приходится на 15 сентября, а средняя дата появления снежного покрова - на 10 ноября [13].
Коэффициент увлажнения в этот период времени возрастает с 0,63 до 4,74, а температура
почвы может понижаться до -7 —21°С (табл. 1). Таким образом, гидротермические условия
крымских яйл благоприятствуют многократному в течение холодного периода года промер-
занию-протаиванию маломощных почв и образованию структурных грунтов.
Пространственно-временная динамика криогенных процессов тесно связана с жизненным
циклом растений - плотнодерновинных многолетних трав. Округлые дерновины осоки и
типчака по мере разрастания объединяются в куртины и наступают на поверхности,
занятые чехлом обломков, в связи с чем вымораживание камней из почвы в этих местах
прекращается. В то же время старые растения, расположенные внутри сообществ,
отмирают, и на их месте остаются голые пятна. Здесь начинается вымораживание обломков
и образуются новые каменные кольца и многоугольники. Границы участков затухания и
активизации криогенных процессов медленно перемещаются в пространстве. Пучение почв
и вымораживание ограничивают возможности растений, появившихся из семян, особенно
растений со стержневой корневой системой, заселять поверхности, покрытые камнями. К
середине лета они частично зарастают, но в холодный период года большинство растений
вымораживается и погибает.
Эволюция поверхностей, занятых структурными грунтами, зависит от изменения
мощности почв. Если она будет уменьшаться, то процессы пучения и вымораживания
сменятся выщелачиванием и морозным выветриванием известняков в условиях голого
карста. Если мощность почв превысит 20 см, то вымораживание камней прекратится, а те
обломки, что оказались на поверхности, будут измельчаться морозным выветриванием и
выщелачиваться. При средней скорости химической денудации верхнеюрских известняков
Крыма 42,9 мкм/год [16] типичный в структурных грунтах обломок известняка размером
5,0 х 4,0 х 2,5 см может исчезнуть за 300-600 лет, а с учетом дробления на части еще
быстрее. На более мощной почве появится густой растительный покров, который будет
сдерживать или ограничивать процесс пучения как своим отепляющим влиянием, так и
армирующей ролью корневых систем. Пучение и вымораживание обломков уступят
ведущую роль задернованному карсту и крипу.
Для карстового, эрозионно-карстового и структурного рельефа яйл характерны
5 парагенетических комплексов экзогенных процессов (табл. 2). Поверхности и склоны со
структурными грунтами имеют небольшие размеры (до 1 га) и занимают не менее 5%
площади нагорных плато.
52

Таблица 2
Современные экзогенные процессы нагорных плато Крыма
Элементы рельефа
Крутизна,
град.
Проективное по¬
крытие расти¬
тельностью, %
Строение
Экзогенные процессы
Обрывы моноклинальных гряд и карстовых
воронок
40-90
0-5
Известняки
Морозное выветривание, карст, осыпи, камнепады
Склоны моноклинальных гряд, карстовых воронок,
карстово-эрозионных образований, карстово¬
денудационных останцов
2-40
0-20
Известняки, почва (< 5
см) на известняках
Карст, морозное выветривание, делювиальный
смыв, дефляция
Склоны карстово-денудационных останцов и по¬
верхности плато
0-10
30-60
Почва (5-20 см) на
известняках
Морозное пучение, вымораживание обломков, мо¬
розное выветривание, карст, делювиальный карст,
крип, солифлюкция
Склоны карстово-денудационных останцов,
карстово-эрозионных образований, карстовых
воронок и котловин, поверхности плато
0-20
90-100
Почва (>20 см) на
известняках
Карст, морозное пучение, крип
Склоны и днища карстовых воронок, котловин и
карстово-эрозионных образований
0-10
80-100
Почва (> 20 см) на
суглинках и глинах, ще¬
бень и глыбы
известняка
Аккумуляция коллювия, делювия и пролювия,
карст, суффозия, крип, солифлюкция, линейная
эрозия
и>

Нижняя граница перигляциальных явлений в горах Западной Европы, расположенных на
юге умеренного пояса, опускается до абсолютных отметок 1500-1600 м [2]. Исследования,
проведенные в Крыму, показали, что примитивные несортированные грунты могут встре¬
чаться и на более низких участках среднегорья. Они образуются во влажных пучинистых
маломощных почвах, подверженных в холодный период года многократному промерзанию-
протаиванию под воздействием сезонных и, особенно, суточных колебаний температур. С
генетических позиций описанные образования относятся к структурным грунтам первичной
морозной сортировки. Плотные дерновины осоки и типчака ограничивают структурные
грунты и контролируют их форму.
Криогенные процессы сдерживают заселение поверхности растительностью и являются
одним из факторов, определяющих безлесье яйл и мозаичность травянистого покрова.
Представленные материалы свидетельствуют, что нивальные процессы играют более
значительную роль в формировании рельефа и коррелятных отложений средневысотных
гор умеренного пояса, чем представлялось до сих пор.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Алябьев М.Н. Лесные культуры на Никитской яйле // Бюлл. научно-техн. информации. Симферополь:
Крымиздат, 1959. № 1. С. 28-33.
2.	У отборы АЛ. Мир холода. Геокриологические исследования. М.: Прогресс, 1988. 384 с.
3.	Тимофеев ДА., Втюрина Е.А. Терминология перигляциальной геоморфологии. М.: Наука, 1983. 319 с.
4.	Бон С.Г. Наблюдения над формами микро- и мезорельефа в четвертичных отложениях, связанных с
мерзлотными процессами // Методическое руководство по изучению и геологической съемке четвер¬
тичных отложений. Ч. 2. М.: Госгеолтехиздат, 1955. С. 298-345.
5.	Щукин И.С. Общая геоморфология. Т. 2. М.: Изд-во МГУ, 1964. 564 с.
6.	Суходровский ВЛ. Экзогенное рельефообразование в криолитозоне. М.: Наука, 1979. 280 с.
7.	Райс РДж. Основы геоморфологии. М.: Прогресс, 1980. 574 с.
8.	Втюрина ЕА. Сезоннокриогенные горные породы. М.: Наука, 1984. 124 с.
9.	Леонтьев О.К., Рычагов Г.И. Общая геоморфология. М.: Высшая школа, 1988. 384 с.
10.	Общее мерзлотоведение. Новосибирск: Наука, 1974. 291 с.
11.	Геокриология СССР. Горные страны юга СССР. М.: Недра, 1989. 359 с.
12.	Дублянский В.Н. Карстовые пещеры и шахты Горного Крыма. Л.: Наука, 1977. 183 с.
13.	Климат и опасные гидрометеорологические явления Крыма. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. 318 с.
14.	Конищев В.Н. Взаимосвязь состава и температуры криогенных почв и грунтов // Вестник МГУ. Сер. 5.
География. 1998. № 1. С. 9-13.
15.	Жигарев Л А., Суходровский ВЛ. Методика стационарных исследований криогенных рельефообразую¬
щих процессов // Методы полевых геоморфологических экспериментов в СССР. М.: Наука, 1986.
С. 111-119.
16.	Дублянский В.Н., Шутов Ю.И., Амеличев Г.Н. Оценка химической денудации карстовых массивов
Горного Крыма // Геол. журнал. 1990. № 4. С. 37-39.
Таврический национальный университет	Поступила в редакцию
им В.И. Вернадского, Симферополь	10.05.2000
CRYOGENIC PROCESSES OF YAILAS IN CRIMEA
B.A. VAKHRUSHEV, A.A. KLYUKIN
Sum m a г у
The upper plateaus of Crimean mountains lie at height of 900-1500 m. The structural grounds were found at these
plateaus. They have rounded, polygonal, stripped, reticulated pattern, are covered with limestone cobble and are
surrounded by ‘bunches’ of sedge. They are formed in the areas of the wet blackearth-like loamy soils less than 20 cm
thick which lie on the fissured limestone and are exposed to multifold freezing-thawing cycles.
54

УДК 551.435.1 (470.3)
©2001 г. Н.Г. ДОБРОВОЛЬСКАЯ, Е.Ф. ЗОРИНА, З.П. КИРЮХИНА,
Л.Ф. ЛИТВИН, И.И. НИКОЛЬСКАЯ, С.Д. ПРОХОРОВА
БАССЕЙНОВАЯ ЭРОЗИЯ И ФЛЮВИАЛЬНАЯ ДЕНУДАЦИЯ ЦЕНТРА
РУССКОЙ РАВНИНЫ1
Русская равнина является одним из районов, где наиболее полно представлены все виды
водной эрозии, начиная от микроручейкового и так называемого "плоскостного" смыва
пашни, рытвин, промоин, оврагов и кончая балочной и речной сетью. Формирование и
транспорт наносов в речных бассейнах (бассейновая составляющая денудации) обеспечи¬
вается в основном двумя типами флювиальных процессов - эрозией на пахотных землях и
образованием линейных эрозионных врезов на склоновых водосборах, по долинам рек и
бортам балок. Оба эти процесса тесно связаны между собой, поскольку обусловлены
работой, производимой водным потоком по размыву и перемещению грунта, их интен¬
сивность зависит от одного и того же комплекса природных факторов, участвующих в
формировании стока воды и наносов. Из антропогенных факторов основное влияние на
процессы смыва почв и оврагообразования как наиболее активного из процессов склоновой
линейной эрозии оказывает использование территории под пашню [1, 2].
Несмотря на общность механизма процессов смыва и линейной эрозии и близость
вызывающих их природных и антропогенных факторов развития, типы эрозионно-флю-
виальных процессов достаточно автономны как по формам проявления, так и по осо¬
бенностям функционирования (принадлежность к разным звеньям флювиальных потоков
суши), что отмечалось Н.И. Маккавеевым [3]. Неравноценна и их доля в объеме общей
денудации. Интенсивность смыва почвенного покрова, выраженная в объеме ежегодных
потерь с единицы площади, как правило, в несколько раз превышает ежегодные выносы
грунта из развивающихся оврагов [4]. Вместе с тем при определении взаимосвязи между
процессами следует учитывать, что овраг своим развитием на водосборе перефор¬
мировывает его рельеф, увеличивая продольные и поперечные уклоны, что усугубляет
процесс смыва почв. Кроме того, овраги являются артериями транспорта наносов в более
крупные звенья эрозионной сети. Благодаря концентрации стока дождевых и талых вод в
овражных формах значительно увеличивается их транспортирующая способность, что во
многом активизирует процесс выноса почвогрунтов с площади водосборного бассейна.
В зависимости от стадии развития овраг может выполнять роль как эрозионно-активной
формы, которая вместе со смытым с полей материалом перемещает размытый грунт далее
в балки и реки, так и роль аккумулятора наносов, поступающих с полевых угодий. Эта
функция обычно соответствует оврагам на заключительных стадиях развития, когда
продольный профиль приобретает на значительном протяжении форму, близкую к "вы¬
работанному", и участки эрозии сменяются участками аккумуляции.
При анализе взаимосвязи процессом смыва и развития линейной эрозии априори следует
отметить, что первоначальная смытость почв является условием увеличения интенсивности
дальнейшего процесса смыва. В отличие от этого в процессе оврагообразования существует
экстремум, связанный с предельно возможными по природным предпосылкам размерами
овражных форм и постепенным замедлением скоростей их роста. Это относится как к
отдельному оврагу, так и к территории в целом, на которой достигается предел линейной
расчлененности в современных условиях климата и антропогенного освоения. Это
обстоятельство вместе с некоторыми особенностями влияния природных факторов во
многом смазывают, казалось бы, ясную картину взаимного влияния процессов смыва и
линейной эрозии, а также той доли, которую наносы с площади водосборного бассейна
поставляют в речную сеть. Вполне допустима ситуация, когда смыв со склонных земель при
значительных уклонах достаточно высок, а овражные системы достигли предела развития,
выработали профили, близкие к равновесному, и не только сами не увеличивают объем, но
и не поставляют в речную сеть смытый с полей материал, аккумулируя его в пределах сво¬
его днища и на конусе выноса в балках и на поймах рек.
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 98-05-64932), программы "Уни¬
верситеты России" - фундаментальные исследования № 8.6.1 и программы поддержки ведущих научных
школ (проект № 00-15-98512).
55

Сказанное выше делает возможным наличие между процессами смыва и линейной
склоновой эрозией как прямых, так и обратных связей. Первые - в основном обусловлены
комплексом природных и антропогенных факторов, вторые - являются следствием влияния
стадийности развития линейных эрозионных врезов.
Основными природными характеристиками, определяющими эрозионные процессы,
можно считать следующие.
1.	Климатические, включающие данные о запасах воды в снеге, внутригодовое рас¬
пределение осадков, слой летних осадков разного процента обеспеченности.
2.	Морфометрические характеристики рельефа - плановое и высотное расчленение
территории. Плановое расчленение определяет длину склонов эрозионной сети, площади
склоновых водосборов, во многом обусловливает степень концентрации стока и его транс¬
портирующую и размывающую способности. Для линейных эрозионных форм протя¬
женность береговой линии рек и длина склонов долин рек и балок определяют плотность
оврагообразования. Вертикальное расчленение характеризует глубину базиса эрозии
склоновых водосборов, т.е. энергию рельефа, его эрозионный потенциал. Для процесса
смыва почв основное значение имеет сочетание длин склонов и глубин базисов, т.е. уклоны
склонов. Сочетание уклонов и длин склонов составляет понятие "эрозионный потенциал
рельефа".
В развитии овражной эрозии основное влияние на интенсивность эрозионного процесса
оказывают форма и длина склонов эрозионной сети и глубина базиса эрозии. Овраги, как
правило, развиваются на склонах выпуклой формы, обеспечивающей увеличение транспор¬
тирующей способности потока вниз по склону и вынос разрушенного и размытого потоком
материала. Длина склона и глубина базиса эрозии определяют размеры овражных форм на
заключительной стадии развития, т.е. максимальные параметры длины, глубины, площади,
объема.
Несмотря на, казалось бы, близкий характер взаимодействия морфометрии склонов с
линейной эрозией и смывом, можно отметить и некоторые противоречия. Например, в
условиях сильновыпуклых, длинных склонов и глубоких базисов эрозии смыв почвенного
покрова из-за малых уклонов в приводораздельной части склона может быть крайне не¬
значительным, в то время как глубокие базисы эрозии и длинные склоны создают условия
развития крупных линейных врезов. Подобная ситуация отмечается в большинстве случаев
по берегам рек. Напротив, крутые короткие склоны создают условия смыва, но не кон¬
центрируют больших объемов воды, достаточных для размыва грунта и формирования
оврагов.
3.	Геологические факторы - литология пород и механический состав почвогрунтов
определяют сопротивляемость размыву, с одной стороны, и фильтрационные свойства, т.е.
коэффициент стока, - с другой. На процесс развития линейной эрозии наибольшее влияние
оказывают литологический состав четвертичных отложений, их размываемость, тогда как
на процесс смыва влияют тип и механический состав почвогрунтов и почвозащитные
свойства агроценозов.
В данной работе проведено сопоставление интенсивности процессов смыва и ов¬
рагообразования. Оно основано на региональном анализе этих процессов по новым картам,
составленным в НИЛаборатории эрозии почв и русловых процессов: "Эрозионно опасные
земли России" и "Карта интенсивности овражной эрозии" (м-б 1 : 1500 000).
В качестве исследуемого региона была выбрана центральная часть Русской равнины -
территория давнего и интенсивного сельскохозяйственного освоения (300-350 лет), где уже
к началу XX в. распашка повсеместно достигла 80-90% общей площади бывших губерний
[5], и в настоящее время является областью активного развития как древнего, так и
современного эрозионного процессов.
Обе анализируемые карты имеют одинаковую размерность характеристик интен¬
сивности процессов, т/га • год, и составлены на основе оценки влияния на процессы эрозии
комплекса природных факторов. Однако если для оценки смыва природные условия
являются параметрами, определяющими современную интенсивность процесса, то для
овражной эрозии - эти условия характеризуют заовраженность территории, параметры
которой используются для оценки интенсивности современных овражных процессов. Связь
заовраженности с природными особенностями должна рассматриваться как результат
продолжительного развития овражной сети.
На карте "Эрозионноопасные земли России" отражена среднемноголетняя интенсивность
поверхностной эрозии почв при стоке ливневых и талых вод, дифференцированная по двум
типам сельхозугодий: 1) обрабатываемые земли и 2) естественные кормовые угодья. Для
56

расчета интенсивности ливневой эрозии почв использовано универсальное уравнение
потерь почвы [6], а эрозии от стока талых вод - модель Н.Н. Бобровицкой [7]. Обе модели
преобразованы применительно к целям мелкомасштабного картографирования и условиям
российского землепользования. Основной принцип картографирования заключается в
делении территории на элементарные эрозионные ареалы, внутри которых значение
каждого основного фактора считалось постоянным или имеющим индивидуальное ста¬
тистическое распределение [8]. Границы ареалов определялись путем совмещения фак¬
торных карт: эрозионного потенциала рельефа, эродируемости почв и почвозащитной
способности растительности. Значения климатических параметров (эрозионного потен¬
циала дождя и запасов воды в снеге) вычислялись как средневзвешенные по площади
каждого элементарного ареала по специальным изолинейным картам этих факторов [9].
Факторная карта "Эрозионный потенциал рельефа" включает в себя морфологические
районы и показатели морфометрии склонов - их крутизну и длину. Измерения проводились
по крупномасштабным топокартам, на основе полученных данных рассчитывался эро¬
зионный потенциал рельефа. Кроме средних значений для эрозионной характеристики
рельефа морфологических районов использовались статистические распределения эрозион¬
ного потенциала и крутизны склонов [10, 11]. Это дает возможность оценить распределение
склонов по интенсивности эрозии почв для любых природных ареалов или администра¬
тивных районов.
Эродируемость почв (К) как один из членов универсального уравнения эрозии почв при
дождевых осадках представляет собой среднее количество почвы, смытой с участка,
находящегося под черным паром, и отнесенное к единице эрозионного потенциала осадков
(ЭГГО). Определяется эродируемость по соответствующей номограмме почв, в основу
которой положены эмпирические зависимости от содержания в почвах гумуса, песчаных и
глинистых частиц, водопроницаемости и структуры [12], и измеряется в т/га на единицу
эпо.
Для расчета эродируемости при оценке смыва стоком талых вод по почвенным картам
выделены природные зоны и две группы почв по механическому составу (1 - песчаные и
супесчаные, 2 - суглинистые и глинистые). На исследуемой территории преобладают
суглинистые почвы. Песчаные и супесчаные почвы встречаются в основном в долинах
рек.
Количественным показателем почвозащитных свойств агроценозов является эрозионный
индекс растительности как для периода стока талых вод (Ст), так и выпадения дождевых
осадков (Сд). Это величина по своему значению обратна почвозащитной способности, т.е.
чем выше почвозащитная способность агроценоза, тем ниже его эрозионный индекс.
Среднегодовые значения Ст и Сд рассчитываются для каждой административной единицы
как средняя величина эрозионных индексов культур за ротацию севооборота. В период
стока дождевых вод Сд определяется с учетом урожайности, динамики развития и
внутригодового распределения индекса осадков [13].
На карте "Эрозионно опасные земли России" выделено 12 категорий эрозионно опасных
земель по среднемноголетней величине современного смыва, т/га • год: <0,5; 0,5-1; 1-2; 2-3;
3-4; 4-5; 5-7; 7-10; 10-15; 15-20; 20-30; >30.
На карте "Интенсивности развития овражной сети" представлены ежегодные объемы
выносов из развивающихся оврагов в расчете на единицу площади. Эта величина может
быть названа модулем выноса грунта. Для оценки размеров модулей овражных выносов
использовались следующие данные: 1 - плотность оврагов (П), т.е. общее количество
оврагов в расчете на единицу площади, ед/км2; 2 - средние линейные скорости роста
оврагов (V, м/год); 3 - средние площади поперечного сечения оврагов -F, м2. Модуль выноса
определяется как: М0в = TIVF, м3/год км2.
Одной из основных карт, послуживших основой для выполнения расчетов, явилась карта
плотности оврагов, на которой учтены все линейные эрозионные формы длиной свыше
70 м. Составление карты включало пять этапов. 1. Составление значковой карты распро¬
странения эрозионных форм длиной более 600 м, для чего использовалась обзорно¬
топографическая карта м-ба 1 : 300 000. 2. Выделение восьми типов территорий, разли¬
чающихся частотой и преобладающей длиной форм, выявленных на первом этапе. 3. Расчет
количественных характеристик плотности оврагов длиной более 150 м в ареалах,
выделенных на втором этапе. Для определения количества оврагов применялся ключевой
метод. Ключевые участки выбирались для территорий, находящихся в различных условиях с
учетом геоморфологических, зональных и региональных особенностей. На ключевых
57

участках по картам м-ба 1 : 100 000 определялась средняя плотность оврагов как отношение
количества оврагов к площади ключа. 4. Составление карты плотности оврагов длиной
свыше 150 м. В основу выделения контуров положены границы ареалов крупных оврагов,
которые уточнялись по данным на ключевых участках. При проведении контуров
использовались гипсометрические, почвенно-эрозионные карты и карты овражно-балочной
сети отдельных регионов. 5. Составление карты плотности с учетом оврагов длиной 70-
150 м, количество которых в отдельных районах Центра России достигает 70-80% общего
количества оврагов [14].
Расчет модулей овражного выноса выполнялся в контурах водосборов 1-го порядка.
Каждый из речных водосборов был охарактеризован показателем плотности, полученной с
карты, составленной по изложенной выше методике. По данным полевых и стандартных
исследований, литературных и архивных материалов, площади водосборных бассейнов были
разделены на ареалы, различающиеся средними скоростями роста оврагов разных типов,
типами овражных врезов и структурой овражной сети.
В каждом из выделенных регионов с топокарт получены средние размеры оврагов с
разделением их на мелкие - длиной до 150 м, средние - до 400 м и крупные; подсчитано их
процентное соотношение. На основании этих данных рассчитывались средние площади
оврагов разных типов. В результате каждый из водосборных бассейнов был охаракте¬
ризован плотностью оврагов разных типов, их средней скоростью роста и площадью
поперечного сечения, что позволило оценить интенсивность овражных выносов.
По величинам модулей овражных выносов была разработана легенда карты "Интен¬
сивности овражной эрозии" с выделением девяти категорий: менее 0,1; 0,11-1,0; 1,1-5,0;
5,1-10,0; 10,1—20,0; 20,1-50,0; 50,1-75,0; 75,0-100,0; более 100 м3/км2 год. В соответствии с
полученными градациями проводилось районирование территории по модулям овражных
выносов.
Анализ рассмотренных карт позволяет отметить следующие закономерности в распрост¬
ранении современной интенсивности смыва почв и модулей выноса из растущих оврагов на
территории центра Русской равнины. По темпам эрозии почв территория разделяется на
два крупных региона: Среднерусскую возвышенность и Волго-Донское междуречье, вклю¬
чающее Окско-Донскую низменность, Калачскую и Приволжскую возвышенности. В основе
разделения - различия в морфометрических параметрах местности, а именно: крутизне и
длине склонов. В пределах Среднерусской возвышенности преобладают земли со сред¬
немноголетней величиной смыва почв 3-5 т/га • год. Более высокий смыв (5-7 т/га • год)
отмечается в бассейне р. Красивая Меча и р. Сосна, а также в верховьях р. Северный Донец
и его притоков - 5-10 т/га • год. Высокая интенсивность смыва (10-15 т/га • год) встречается
на правобережье долины Дона. Волго-Донское междуречье более благополучно в
отношении эрозии. На большей части обрабатываемых земель модули смыва с пашни
составляют 1-2 т/га • год. На Калачской возвышенности интенсивность смыва увели¬
чивается до 2-3 т/га • год, а в верховье р. Медведица (западные склоны Приволжской
возвышенности) - до 4-7 т/га • год.
На карте "Интенсивности овражной эрозии" четко прослеживается зависимость величин
модулей овражных выносов от региональных природных особенностей территорий, т.е.
четкая приуроченность высокой активности овражной эрозии к наиболее глубоко рас¬
члененным участкам водосборного бассейна. Так, высокие показатели овражных выносов
(до 1 т/га • год) характерны для центральной и южной частей Среднерусской возвышен¬
ности, верхнего течения р. Медведица и р. Хопер Калачской возвышенности. Наиболее
высокая интенсивность отмечается в юго-восточной части Донской гряды, в западной части
Приволжской возвышенности (до 1,5 т/га • год). Малые модули овражных выносов (до 0,1
т/га • год) характерны для районов Окско-Донской низменности, левобережной террасы
Дона и некоторых других районов.
Сопоставление характеристик интенсивности смыва с пашни и овражных выносов про¬
водилось по координатной сетке карт м-ба 1 : 1500 000, в квадратах которой снимались
сравниваемые значения показателей по полетке со стороной 0,5 см. Всего было сделано
более 7 тыс. измерений. Затем были рассчитаны средневзвешенные значения этих
параметров для каждого квадрата.
На рис. 1 а приведены соотношения между показателями интенсивности выносов из овра¬
гов (Мов, т/га • год) и смыва с пашни (Мс, т/га • год) для территории Среднерусской
возвышенности и Окско-Донской равнины. Отмечается общая тенденция увеличения ин¬
тенсивности овражных выносов параллельно с увеличением смыва с пашни. Коэффициент
58

корреляции равен 0,7. При этом можно отметить, что на Среднерусской возвышенности
интенсивность смыва варьирует в пределах 1,5-5,5, а овражных выносов 0,2-0,82 т/га • год.
На Окско-Донской равнине, где овражность небольшая, а крутизна склонов снижена,
отмечаются наиболее низкие значения обеих показателей: смыв с пашни - 1-2 т/га • год, а
вынос из оврагов не превышает 0,2 т/га • год.
На западных отрогах Приволжской возвышенности (бассейн р. Медведица), где
отмечается большая заовраженность, интенсивность овражных выносов достигает 0,96 т/га •
• год (рис. 16). В то же время интенсивность смыва с пашни довольно низкая (до 2 т/га • год).
Это объясняется тем, что большая часть пахотных земель располагается на выровненных
водораздельных поверхностях, а оврагами поражены залесенные и залуженные крутые
склоны речных долин и глубоко врезанных балок.
Представляет интерес сопоставление бассейновой составляющей денудации с мутностью
рек. Подобная работа была выполнена С.В. Некое и Р.С. Чаловым [15]. Однако в ней
основное внимание уделено стоку речных наносов, мутности рек и руслоформирующим
расходам. В то время как в настоящей работе анализируется бассейновая составляющая,
количественные характеристики смыва почвогрунтов с пахотных земель, выносы грунта из
оврагов, устанавливаются корреляционные связи между ними и модулем стока речных
наносов. Анализ проводился по водосборным бассейнам, замыкающими створами которых
являлись гидрологические посты на Дону и его притоках. Для водосборных бассейнов были
рассчитаны средневзвешенные величины модулей смыва с полей и овражных выносов.
Модули речного стока наносов оценивались по материалам, приведенным в [15 и 16].
59

На рис. 2 представлено соотношение между модулями речного стока наносов (М) и
бассейновой составляющей денудации, как сумма модулей смыва и выносов из оврагов (М^).
Прослеживается в основном тенденция увеличения модуля стока речных наносов с
увеличением эрозионной активности водосбора. Особенно это проявляется в бассейнах
малых рек, где суходольно-балочная сеть в меньшей степени аккумулирует сток наносов с
водосбора. Наибольший модуль речного стока наносов зафиксирован на р. Сосна (г. Див¬
ны) - 0,92 т/га • год, где также довольно высокие показатели денудации - 3,67 т/га • год.
Наиболее вероятно это связано с размывом более легких грунтов (основная фракция
наносов - диаметром менее 0,05 мм), которые составляют большую часть транспор¬
тируемого рекой материала [17]. В бассейне Дона наблюдается снижение модуля стока
речных наносов вниз по течению от 0,39 (г. Задонск) до 0,13 т/га • год (с. Казанская), а
также уменьшение бассейновой составляющей денудации соответственно от 4,09 до 3,5 т/га •
•	год. В бассейнах р. Воронеж и р. Хопер на территории Окско-Донской равнины
отмечаются наиболее низкие показатели модулей наносов как речного стока (0,09 т/га •
•	год), так и суммарного стока наносов с полей и из оврагов (1,83 т/га • год). Плоский рельеф
и низкая интенсивность овражной эрозии способствуют аккумуляции смытого с полей
грунта в верхних звеньях линейной эрозионной сети. В бассейне р. Медведица при
незначительной интенсивности смыва с полей (1,7 т/га • год) овражные выносы составляют
значительную величину, достигая 0,5 т/га • год. Модуль наносов речного стока низкий -
0,11 т/га • год. В этом бассейне наряду с овражной хорошо развита суходольно-балочная
сеть, которая может аккумулировать большую часть вынесенного материала.
В результате проведенной работы получены количественные характеристики модулей
смыва, овражной эрозии и стока речных наносов в одном из наиболее подверженных
эрозионному процессу регионов - Центре Русской равнины.
Выполненный анализ развития эрозионного процесса на крупных территориях отражает
лишь общие черты закономерностей эрозионно-аккумулятивного процесса на речном
водосборе. Вместе с тем он позволяет выявить неоднозначность влияния комплекса
природных и антропогенных факторов на процессы смыва почв и развитие верхнего звена
форм линейной эрозии на склонах долин рек и балок.
Полученные количественные характеристики модулей стока могут рассматриваться как
показатели эрозионной активности потоков в разных звеньях эрозионной сети, сопоставле¬
ние которых показывает, что лишь около 20% модуля смыва с полей составляют модули
овражных выносов. Модули стока речных наносов достигают в среднем 5-10% от эрозии на
водосборе.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Соболев С.С. Развитие эрозионных процессов на территории Европейской части СССР и борьба с ними.
Т. 1. М.: Изд-во АН СССР. 1948. 307 с.
2.	Косов Б.Ф. Антропогенные и естественные овраги // Эрозионные процессы (Географическая наука
практике). М.: Изд-во МГУ, 1984. С. 117-123.
3.	Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 345 с.
4.	Белоцерковский М.Ю., Докудовская О.Г., Ларионов Г.А. и др. Количественная оценка эрозионно
опасных земель бассейна Дона //Эрозия почв и русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1983. Вып. 9.
С. 23-41.
5.	Косов Б.Ф., Зорина Е.Ф., Прохорова С.Д. История развития антропогенной овражной сети в
центральной лесостепи европейской части СССР в связи с ее сельскохозяйственным освоением //
Геоморфология. 1982. № 3. С. 44-50.
6.	Wishmeier W.H., Smith D.D. Predicting Rainfall Erosion losses // Agriculture Handbook. U.S. Departament of
Agriculture. Washington. 1978. № 537. 58 p.
7.	Бобровицкая H.H. Эмпирический метод расчета смыва почвы со склонов // Сток наносов, его изучение и
географическое распределение. Л.: Гидрометиздат, 1977. С. 202-211.
8.	Ларионов Г.А. Методика средне- и мелкомасштабного картографирования эрозионноопасных земель //
Актуальные вопросы эрозиоведения. М.: Колос, 1984. С. 41-66.
9.	Заславский М.Н., Ларионов Г.А. и др. Карта эрозионного индекса дождевых осадков европейской
территории СССР и Кавказа // Эрозия почв и русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1981. Вып. 8.
С. 17-29.
10.	Литвин Л.Ф., Миргородская Н.Н. Картографический метод оценки крутизны склонов // Закономерности
60

проявления эрозионных и русловых процессов в различных природных условиях. М.: Изд-во МГУ, 1976.
С. 53-54.
11.	Литвин Л.Ф. Оценка рельефа при средне- и мелкомасштабном картографировании эрозионноопасных
земель//Актуальные вопросы эрозиоведения. М.: Колос, 1984. С. 66-88.
12.	Кирюхина З.П., Пацукевич З.В. Эродируемость почв Европейской части Советского Союза // Вестн.
МГУ. Сер. 17. Почвоведение. 1989. N° 1. С. 50-57.
13.	Жаркова Ю.Г.,Ларионов Г.А. Агроэрозионное районирование СССР// Вестн. МГУ. Сер. 5. География.
1986. № 3. С. 91-96.
14.	Зорина Е.Ф., Никольская И.И., Прохорова С.Д. Заовраженность равнинных территорий//Проблемы
оценки экологической напряженности территории России: факторы, районирование. М.: Изд-во МГУ,
1993. С. 33-41.
15.	Некое С.В., Чалов Р.С. Сток наносов и русловые процессы на реках бассейна Дона // Геоморфология.
1997. №2. С. 60-71.
16.	Дедков А.П., Мозжерин В.И. Эрозия и сток наносов на Земле. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1984. 264 с.
17.	Косов Б.Ф., Зорина Е.Ф., Прохорова СД. Опыт оценки объема овражных выносов в бассейне Дона //
Вестн. МГУ. Сер. 5. География. 1980. № 3. С. 39-45.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Г еографический факультет	15.01.2000
BASIN EROSION AND FLUVIAL DENUDATION AT THE CENTRAL PART
OF THE RUSSIAN PLAIN
N.G. DOBROVOL'SKAYA, K.F. ZORINA, Z.P. KIRYUKHINA, L.F. LITVIN,
I.I. NIKOL'SKAYA, S.D. PROKHOROVA
Sum m a г у
Interconnections between soil erosion at croplands, gully solid flow and sediment load in the rivers at the central
part of the Russian Plain were analyzed. On the base of cartographic data the quantity evaluations of land-loss modulus,
gullies formation rates, sediment runoff as well as the estimate of correlation between them have been obtained.
УДК 551.435.12(282.247.4)
© 2001 г. Л.В. ЗЛОТИНА
СОВРЕМЕННЫЙ РУСЛОВОЙ АЛЛЮВИЙ
р. БЕЛОЙ И ВЛИЯНИЕ НА НЕГО
ИНТЕНСИВНОЙ АНТРОПОГЕННОЙ НАГРУЗКИ1
Исследование состава и распределения современного руслового аллювия является
необходимым звеном методики руслового анализа, основы которого были заложены проф.
Н.И. Маккавеевым. К сожалению этот вид работ не приобрел широкого распространения
среди специалистов, изучающих русловые процессы, а также среди изыскателей и инже¬
неров, проектирующих и выполняющих регуляционные сооружения и мероприятия на
реках. Вместе с тем знание руслового аллювия необходимо при всех видах расчетов и
прогнозов русловых деформаций. Наиболее полно исследования руслового аллювия
представлены в работах Лаборатории эрозии почв и русловых процессов МГУ. Их методика
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 98-05-64418) и программы поддержки
ведущих научных школ (проект № 00-15-98512).
61

и результаты изложены в работах Р.С. Чалова [1], Н.В. Лебедевой [2], Р.В. Додиной [3].
Наиболее ценные материалы для анализа развития речного русла и его прогноза дают
повторные исследования состава и распространения руслового аллювия. Однако, таких
материалов крайне мало. Обычно для практических целей и расчетов используются данные
по составу донных наносов, содержащиеся в материалах режимных наблюдений системы
Гидрометеослужбы и относящиеся к створам гидрологических постов. Сеть же последних
достаточно редка, далеко не для всех постов имеются указанные данные; кроме того, створ
поста не может характеризовать русло даже в пределах конкретной его формы. Гидрологи¬
ческие посты выбираются, как правило, на прямолинейных участках рек, по возможности
беспойменных. Вместе с тем состав, крупность и распределение руслового аллювия по
формам русла, участкам рек с разным морфодинамическим типом отличаются большой
пестротой и сложностью, связанными с местными особенностями гидравлики потока.
Поэтому, наряду с обобщениями данных сетевых наблюдений, необходимы крупномас¬
штабные исследования конкретных рек. Многие реки в настоящее время испытывают
сильную антропогенную нагрузку, которая меняет гидрологический режим, рельеф русла и
гидравлику потока в нем. Это также сказывается на составе руслового аллювия.
Проведенные в 1995 г. натурные исследования русла р. Белой (Башкирия) позволили
отчасти восполнить имеющийся пробел в географии современного аллювия русла этой
реки. Исследования проводились в нижнем течении реки между Уфой и Бирском на участке
длиной более 120 км.
Долина р. Белой, приуроченная к Бельской депрессии, врезана в отложения верхней
перми с переуглублением до 100 м и заполнена мощной толщей четвертичных отложений.
Выходы коренных пород широко распространены на водоразделе и в долине р. Белой, а
также ее притоков Демы и Уфы. Они представлены красноцветными песчано-алеврито¬
глинистыми породами, известняками, мергелями, песчаниками верхней перми. Средне- и
верхнеплейстоценовый песчаный аллювий, слагающий надпойменные террасы, нередко в
основании имеет базальный галечниковый горизонт. Верхнеплейстоценовые отложения
залегают и в речном русле, иногда непосредственно на кровле коренных пород. Они
представлены песками с линзами гравия и галечника. В основании разреза лежит базальный
горизонт - галечник из хорошо окатанной гальки диаметром до 9 мм. Мощность
голоценового песчаного аллювия около 3 м. Общая мощность голоценверхнеплей-
стоценовых осадков составляет в среднем 7-9 и достигает 20 м.
Река Белая - один из крупнейших притоков Камы: средний многолетний расход воды
достигает 800 м3/с, средний максимальный расход весеннего половодья превышает
6000 м3/с. Русло реки извилистое, нередки крутые вынужденные излучины и прямолинейные
отрезки, проходящие вдоль коренного правого берега. Средняя ширина русла в пойменных
бровках 530 м, ширина меженного русла - 300 м.
Русло реки характеризуется высокой степенью антропогенной измененности. Значи¬
тельные изменения его морфометрии связаны с добычей руслового аллювия как строитель¬
ного материала. Определенный вклад в изменения морфометрии русла дают зем¬
лечерпательные и выправительные работы по трассе судового хода. Добыча аллювия
ведется из русла реки уже на протяжении полувека. Ее объем постепенно нарастал до
1991 г., когда он достиг почти 7 млн. м3; в последние годы он несколько снизился.
Результатом разработки русловых (подводных) карьеров является формирование на дне
реки глубоких выемок, нередко длиной в несколько километров. Глубина в этих выемках
обычно значительно превышает глубину естественных плесовых лощин. В отработанных
карьерах уклон реки и скорости течения обычно очень малы, так что в них создаются
условия для отложения части взвешенных наносов. Расположение карьерных выемок
случайно по отношению к формам русла, что нарушает свойственное естественной реке
закономерное чередование плесов и перекатов. Русло реки во многих местах стеснено
выправительными сооружениями; на участке их насчитывается более 200. На перекатах
регулярно проводятся землечерпательные работы; в отличие от карьеров при разработке
прорезей на перекатах грунт не удаляется за пределы русла, а переукладывается в его
отмелые части, при этом иногда создаются своеобразные искусственные формы руслового
рельефа.
Определение крупности русловых наносов производилось путем отбора проб из русла и
их гранулометрического анализа. Всего было проанализировано более 230 проб аллювия на
участке от с. Куреч до г. Бирска (77-204 км от Уфы). Этот участок по характеру
антропогенной нагрузки ориентировочно можно разделить на две части: 77-136 (Куреч-
Кушнаренково) и 136-204 км (Кушнаренково-Бирск). На первом отрезке последние 10-
62

Распределение средневзвешенного диаметра руслового аллювия по длине участка
р. Белой (скользящее среднее)
15 лет интенсивно добывается русловой аллювий, но объемы землечерпательных работ
сравнительно невелики, на втором отрезке добыча велась в незначительном объеме, зато
перекаты требовали постоянного углубления. Общий объем безвозвратно удаленного из
карьеров руслового аллювия с 1983 г. превысил 32 млн. м3. Следует также добавить, что на
вышележащем участке реки (Уфа-Куреч) русло в значительной степени изменено в
результате добычи аллювия: там располагаются крупнейшие отработанные в 60-70-е годы
русловые карьеры. Изменение морфометрии русла привело к большой посадке меженных
уровней воды, которая в Уфе с начала 60-х гг. составила более 1,5 м, а также к развитию
глубинной эрозии, охватившей участок 77-136 км [4].
Особенности геолого-геоморфологического строения бассейна и долины реки способст¬
вовали формированию песчано-галечного современного аллювия. Средняя крупность
руслового аллювия на исследованном участке составляет 5,3 мм. Эта величина является
условной и пригодной только для приблизительных оценок, так как распределение
крупности аллювия по длине реки отличается большой пестротой (рисунок).
В осредненном составе руслового аллювия преобладают частицы крупностью до 2 мм (до
40%). Однако велика также доля галечных частиц диаметром до 30-50 мм, что и определяет
общий повышенный диаметр наносов. Наибольший средний диаметр аллювия составляет
33,9 мм, наименьший - 0,28 мм. В пробе с наибольшим средним размером наносов 91% по
весу занимает галька диаметром 18-40 мм, в мелком аллювии 69% составляют частицы
менее 0,25 мм, а частицы размером более 0,5 мм отсутствуют. Средний диаметр руслового
аллювия на верхнем отрезке 77-136 км крупнее, чем на нижележащем участке (табл. 1), что
отражает существенные различия в антропогенной нагрузке.
Высокая крупность аллювия очевидно связана с двумя причинами: первая - это удаление
из русла песчано-гравийного материала до глубины 6-10 м, т.е. практически до нижних
горизонтов базального горизонта верхнеплейстоценового аллювия. По этой причине в
Таблица 1
Состав и крупность аллювия по участкам
Диапазон диаметров на -
носов, мм
Доля наносов на участке, %
77-136 км
136-204 км
0-1,0
15
35
1,0-2,0
12
16
2,0-5,0
11
19
5,0-10,0
32
15
10,0-15,0
20
8
>15,0
10
8
средний диаметр
7,25
4,45
63

Таблица 2
Морфометрия русла и русловой аллювий р. Белой
Расстояние от
г. Уфы, км
Уклон, %о
Средняя глу¬
бина, м
Ширина, м
Крупность
аллювия, мм
Характеристика участка
77,0-82,0
0,096
2,28
370
5,36
перекатный
82,0-87,5
0,062
2,07
350
11,4
перекатный
87,5-91,0
0,030
3,17
305
5,28
плесовый
91,0-94,3
0,020
3,36
310
12,5
отработанные карьеры
94,3-114,0
0,009
2,90
320
9,45
действующие карьеры
114,0-121,4
0,066
2,54
310
9,62
отработанные карьеры
121,4-129,0
0,057
1,90
350
2,31
перекатный
129,0-130,5
0,015
1,28
430
2,27
"
130,5-136,0
0,035
1,67
415
2,70
"
136,0-140,2
0,044
2,47
370
3,95
"
140,2-143,2
0,013
2,36
290
14,4
отработанный карьер
143,2-146,0
0,031
2,20
285
5,75
перекатный
146,0-151,0
0,022
2,55
290
10,7
плесовый
151,0-158,3
0,087
1,67
355
4,83
перекатный
158,3-159,8
0,025
1,30
415
1,71
перекат
159,8-167,2
0,067
1,90
355
4,81
перекатный
167,2-174,4
0,020
3,88
310
3,36
плесовый
174,4-178,2
0,046
2,40
285
1,21
плесовый
178,2-192,4
0,040
2,04
355
2,11
перекатный
192,4-201,4
0,065
2,11
360
3,47
плесовый
201,4-204,3
0,104
2,00
440
1,13
перекатный
отработанных карьерах часто встречаются слабоокатанные обломки и галечник, пере¬
мешанные с современными илистыми осадками. Вторая причина - развитие глубинной
эрозии на указанном участке, где дно реки за 15 лет понизилось на несколько десятков
сантиметров. В результате выноса мелкого материала современный аллювий укрупняется.
На участке 136-204 км продольный профиль реки с начала 40-х годов практически
стабилен, при анализе совмещенных продольных профилей водной поверхности прослежи¬
вается даже небольшое повышение меженных уровней, что может свидетельствовать об
аккумуляции наносов, и аллювий в целом мельче.
Для более детальной оценки распределения русловых наносов и их зависимости от
морфометрических характеристик русла дальнейший анализ проводился по отрезкам русла
р. Белой длиной 2—10 км; их границы определялись местоположением реперов, которые
использовались для нивелирования продольного профиля реки. Для каждого участка, на
котором определен уклон, расчитывалась средняя крупность руслового аллювия, опреде¬
лялись средняя глубина и ширина русла (табл. 2).
Из таблицы видно, что наибольшая средняя крупность аллювия отмечается на недавно
отработанных или действующих участках добычи, наблюдается уменьшение крупности
аллювия вниз по течению. При этом характерно практически полное отсутствие зави¬
симости крупности русловых наносов от уклона, ширины и глубины русла. Лишь на участке
136-204 км, где антропогенная нагрузка заключается в землечерпательных работах на
перекатах, прослеживается, хотя и слабая, обратная зависимость крупности аллювия от
ширины русла и уклона, т.е. в плесовых лощинах на излучинах, в которых уклон меньше,
чем на перекатных участках, аллювий несколько крупнее. Таким образом, главным
фактором распределения руслового аллювия на нижней Белой является антропогенное
нарушение русла добычей строительных материалов. В то же время землечерпательные
работы, затрагивающие лишь поверхностный слой аллювия мощностью не более 1 м, не
оказывают существенного влияния на крупность аллювия.
Так, была проанализирована крупность аллювия отдельно на перекатных участках, в
плесовых лощинах и на месте карьерных выработок (табл. 3). В работе Л.М. Гаррисон [5]
показано, что регулярное землечерпание обычно способствует увеличению крупности
64

Таблица 3
Крупность руслового аллювия на разных формах руслового рельефа, мм
Форма руслового рельефа
Участок 77-136 км
Участок 136-204 км
Перекаты
4,25
2,46
Плесы
6,54
5,61
Карьеры
12,0
-
Объем добычи,
15
-
тыс. м3/км • год
Объем замлечерпания,
7-8
20
тыс. м3/км • год
руслового аллювия на перекатах. На нижней Белой оказалось, что на перекатных участках
русловой аллювий мельче, чем на плесовых, несмотря на регулярные дноуглубительные
работы и стеснение русла выправительными сооружениями.
На участке 77-136 км, где разрабатываются русловые карьеры и наблюдается понижение
отметок речного дна в ходе глубинной эрозии, крупность руслового аллювия на перекатах
существенно больше, чем на нижележащем участке, хотя на последнем объемы дноуглуби¬
тельных работ выше.
Тем не менее построенные на многих перекатах выправительные сооружения -
грунтовые полузапруды - могут способствовать увеличению крупности аллювия, так как
стесняют русло и стимулируют местную глубинную эрозию. Так, на перекате Акрашевские
косы (150-153 км) средняя крупность аллювия достигает 14,9 мм, тогда как на соседних
плесовых участках она не превышает 6-8 мм.
Таким образом, наиболее действенным фактором, контролирующим состав и распре¬
деление руслового аллювия на нижней Белой, является добыча нерудных строительных
материалов и сопутствующая этому виду деятельности глубинная эрозия, а также в ряде
случаев эрозия, возбуждаемая выправительными сооружениями, в то время как роль
землечерпательных работ невелика.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Чалов Р.С. Русловые исследования. М.: Изд-во МГУ, 1995. 105 с.
2.	Лебедева Н.В. Изменение гранулометрического состава современного руслового аллювия вниз по течению
равнинной реки (на примере р. Вычегды) //Литология и полезные ископаемые. 1966. № 5. С. 17-23.
3.	Лодина Р.В. Руслообразующие наносы на реках Северной Евразии// Вестник МГУ. Серия 5. География.
1993. № 6. С. 58-64.
4.	Беркович К.М., ЗлотинаЛ.В., Турыкин Л.А. Современные вертикальные деформации русла р. Белой //
Геоморфология, 1999. № 1. С. 50-56.
5.	Гаррисон Л.М. Влияние гидротехнических мероприятий на крупность донных наносов (на примере
р. Оби) // Вестник МГУ. Серия 5. География. 1979. № 4. С. 47-50.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	28.01.2000
CONTEMPORARY CHANNEL ALLUVIUM OF BELAYA RIVER AND THE STRONG
HUMAN IMPACT ON IT
L.V. ZLOTINA
Sum шагу
The exploration of the non-metallic pits in the channel of Belaya river during several decades has caused the
significant enlargement of alluvium coarseness in the lower stream. The influence of the draggers is less marked.
3 Геоморфология, № 2
65

УДК 551.435.162(470.3)
© 2001 г. Б.П. ЛЮБИМОВ, С.Н. КОВАЛЕВ
0	МЕХАНИЗМЕ ФОРМИРОВАНИЯ ВЕРШИН ОВРАЖНЫХ ВРЕЗОВ
В ГУМИДНОЙ ЗОНЕ1
Продолжая анализ геоморфологических особенностей овражной эрозии в различных
зональных условиях, вслед за рассмотрением общих условий оврагообразования в раз¬
личных ландшафтных зонах [1] и в зоне тундры [2] проанализируем механизм формиро¬
вания овражных врезов в гумидной зоне. В процессе стационарных и полевых исследований
в ряде районов, в частности на Сатинском стационаре МГУ в Калужской обл., при
экспедиционных работах в лесной зоне (Нижегородской и Кировской обл.), в Нечерноземье
(Орловской, Тульской и Рязанской обл.), выяснилось, что механизм роста и формирования
вершин овражных врезов довольно сложен, многообразен и не представляет собой иск¬
лючительно водно-эрозионный процесс, а включает широкий спектр других экзогенных
процессов - суффозию, оползание, осыпание, обрушение, дефляцию, нивально-мерзлотные
процессы. Лишь их комплекс или взаимное сочетание определяют развитие вершин овра¬
гов. На разных стадиях развития оврагов, в течение года, сезонов и даже суток, соотно¬
шение влияния эрозионных и неэрозионных процессов все время изменяется. В целом
процесс оврагообразования характеризуется дискретностью во времени и в пространстве.
Неэрозионные процессы в гумидной зоне чаще всего служат первопричиной подготовки
почвогрунтов к ослаблению механической прочности, заложению суффозионных ложбин,
подземных понор, туннелей, оползневых цирков, карстовых ложбин, нивальных ниш и цир¬
ков, по которым впоследствии могут расти овражные врезы в начальные стадии их
развития. Подчеркивая значение неэрозионных процессов в оврагообразовании, Б.Ф. Косов
отмечал, что "водная эрозия, размыв, является ведущим, направляющим, но далеко не
единственным и не всегда основным процессом оврагообразования. В отличие от речного
потока в долине водный поток в овраге представляет хотя и мощную, но весьма
кратковременно действующую силу. Эрозионный период составляет обычно лишь сотые
доли всего периода жизни оврага" [3, с. 18].
Многолетние наблюдения на Сатинском стационаре МГУ позволяют выделить
различные типы механизма формирования вершин оврагов даже в пределах одного района,
причем в разные годы в зависимости от водности соотношение эрозионных и неэрозионных
процессов также менялось. К преимущественно эрозионному типу развития можно отнести
лишь вершину № 2 Егорова оврага, рост которой осуществляется за счет стока по
водоподводящей к вершине оврага эрозионной ложбине, сформировавшейся в результате
концентрированного стока по сооруженному водосливу с автомобильной дороги.
Поступающая по ложбине вода проводит интенсивную эрозионную работу в водобойном
колодце. После прохождения талого и ливневого стоков в расчистках стенок водобойного
колодца можно зафиксировать суффозионные поноры, микротоннели и трещины, по
которым осуществляется подземный сток. В формировании суффозионного стока имеют
значение даже такие микроформы, как полости вдоль корней деревьев, норы и ходы
мышей, кротов, дождевых червей. Кроме того, в лессовидных покровных суглинках часто
образуются субвертикальные структурные трещины по грунтовым блокам при тем¬
пературных и мерзлотных деформациях.
Преимущественно эрозионный тип формирования овражных вершин характеризуется,
как правило, образованием узких и глубоких каньонообразных врезов с водобойным колод¬
цем (рис. 1, I). В поперечном профиле водобойный колодец имеет отвесную, субверти¬
кальную верхнюю стенку, иногда (при участии оползней) вогнутую, иногда (при наличии
блоков обрушившихся пород или местных водоупоров) ступенчатую. В плане эрозионный
тип отличается узкой щелевидной или ланцетовидной формой. Все дальнейшее развитие,
особенно после прохождения талого и ливневого стоков, а также в маловодные годы,
происходит уже под влиянием преимущественно неэрозионных процессов. Примечательно,
что максимальное обрушение и оползание целых блоков почвогрунтов в водобойный
колодец и по стенкам свежих эрозионных врезов наблюдалось не в период максимума, а на
1	Работа выполнена при финансовой поддержке программы "Университеты России" - фундаментальные
исследования № 8.6.1 и программы поддержки ведущих научных школ (проект № 00—15—98512).
66

Рис. 1. Продольные профили и вид в плане вершин оврагов разного типа
I - эрозионный, II - суффозионно-эрозионный, III - нивально-эрозионный, IV - оползнево-эрозионный,
V - карстово-эрозионный
спаде талого стока, по мере протаивания стенок вершин и боковых откосов оврагов. Масса
сползших грунтовых блоков в отдельные годы бывает настолько велика, что маломощный
поток в этот период уже не в силах прочистить русло и вынести рыхлый материал вниз по
течению оврага.
Суффозионный или смешанный суффозионно-эрозионный тип (рис. 1, II) является одним
из наиболее характерных и распространенных в гумидной зоне в силу целого ряда причин:
1)	широкого распространения легко поддающихся суффозии грунтов - легких лессовидных
суглинков, лессов, супесей, песков и суглинков; 2) наличия в гумидной зоне верховодки и
грунтовых вод, залегающих часто по нескольким уровням из-за литологической слоистости
(именно эти грунтовые воды просачиваются по трещинам и понорам, способствуя
суффозии); 3) активной подготовки грунтовых масс к суффозии такими процессами, как
промерзание и протаивание, температурное растрескивание, растворение, размокание и
разрушение микроагрегатов почвогрунтов; 4) локального воздействия в гумидной зоне
корней растений и ходов животных в грунтовой массе. Суффозионные формы, наиболее
распространенные в вершинах оврагов, представлены западинами, воронками, колодцами,
понорами, депрессиями, ложбинами. В продольном профиле суффозионно-эрозионных
вершин оврагов наблюдаются либо отвесные стенки с многочисленными понорами, либо
циркообразные ниши с нависающим козырьком. В плане - это сравнительно широкие
циркообразные или грушевидные формы, часто с плоским днищем. В качестве примеров
типично суффозионной вершины оврага можно назвать овраг Буйный, а смешанного
суффозионно-эрозионного - овраг Митенки (первый - в песках и супесях, второй - в супесях
и суглинках).
Нивально-мерзлотные процессы наиболее характерны для более северной тундровой
зоны, где формируются специфичные нивально-флювиальные формы, рассмотренные в
3*
67

нашей предыдущей работе [2]. Однако и в гумидной зоне умеренных широт нивально-
эрозионный механизм формирования овражных вершин получил развитие, поскольку как в
вершинах, так и в самих оврагах за зиму скапливается много снега и формируются весенние
снежинки, влияющие на перераспределение стока и формирование характерных особен¬
ностей морфологии вершин: вогнутого продольного профиля, циркообразного или гру¬
шевидного в плане верхнего участка вершин на месте привершинного снежника (рис. 1, III).
Для таких форм также характерно плоское субгоризонтальное днище, иногда с заметным
наклоном поверхности вниз по течению (на месте снежника). Чем южнее, тем таких
нивально-эрозионных образований меньше, и, наоборот, чем севернее, тем более харак¬
терные очертания приобретают нивальные цирки в вершинах овражных врезов. Лесные
овраги гумидной зоны на поздних стадиях своего развития чаще всего утрачивают признаки
чисто эрозионных врезов и приобретают черты нивально-эрозионных циркообразных
форм.
Оползневой или смешанный оползнево-эрозионный тип формирования овражных вер¬
шин (рис. 1, IV) широко распространен в оползневых районах гумидной зоны: Центральном,
Приволжском, Придонском, Среднерусской возвышенности и др. По продольному профилю
и в плане при единичных оползнях эти формы морфологически похожи на предыдущий тип,
но при многочисленных оползневых отрывах приобретают более сложные очертания (см.
рис. 1). От нивально-эрозионных оползневые отличаются тем, что имеют четко очерченные
границы по оползневым стенкам и местам сдвигов, а также по блокам осевших в русло
оврага тел самих оползней. Оползневые процессы часто происходили в вершине Егорова
оврага и донного вреза Сенокосной балки на Сатинском стационаре МГУ. Еще более
характерные и грандиозные по масштабу оползневые цирки в вершинах оврагов рас¬
пространены в Воронежской обл. на территории бывшего совхоза Нижняя Ведуга, где после
многочисленных прорывов грунтовых валов в вершинах оврагов в покровных лессовидных
суглинках сформировались оползневые цирки глубиной 10 и диаметром до 60 м.
Карстово-эрозионный тип овражных вершин формируется в карстовых районах, широко
распространенных в Европейской части России. На территории Сатинского стационара
МГУ - это овраги по правобережью р. Протвы. В Егоровом овраге, на участке его среднего
и нижнего течения, где имеются выходы известняков, в самом овраге можно наблюдать
исчезновение поверхностного стока, литологические уступы высотой 0,5-2,0 м. Поверх¬
ностный сток уходит по трещинам в известняках и в карстовые воронки (рис. 1, V).
Литологически обусловленные ступени продольного профиля и ступенчатый продольный
профиль очень характерны для карстовых районов Среднерусской возвышенности, в
частности Орловской, Тульской, Рязанской, Липецкой, Курской, Белгородской обл., где
проводились полевые работы и где нами описаны карстово-эрозионные формы [4].
В одном и том же районе в ходе развития оврагов соотношение эрозионного и
неэрозионного процессов меняется. По нашим наблюдениям на Сатинском стационаре МГУ
активный эрозионный рост вершин оврагов происходит в многоводные годы, в периоды
наибольшего по объему и по интенсивности весеннего паводка и летне-осенних ливней. В
остальное время эрозионный рост вершин не наблюдается. Но даже и во время весеннего
снеготаяния и половодья рост овражных вершин происходит далеко не всегда, а именно:
1) при "дружной" весне и быстром сходе весеннего паводка по еще не протаявшему
мерзлому основанию сток как бы скатывается, не производя эрозионной работы в мерзлых
грунтах; 2) при затяжной весне, в условиях ясной антициклональной погоды, при глубоком
промерзании ночью и слабом протаивании днем, активного роста овражных вершин и
глубинной эрозии в самом овраге не происходит; 3) при частых зимних оттепелях и малых
снегозапасах весной эрозионный эффект также будет минимален, так как маломощный
водный поток не может прочистить русло оврага от оползших и осевших со склонов блоков
пород (так было, в частности, весной 1997 г.). Наиболее благоприятные условия для чисто
эрозионного роста овражных вершин создаются в годы с большими снегозапасами,
предварительным в начале снеготаяния, глубоким термоэрозионным протаиванием, интен¬
сивном стоке по талым грунтам. Вершины продолжают расти и расширяться за счет
неэрозионных процессов после прохождения талого стока. В частности, в Сенокосной балке
в вершине донного вреза весной того же малоснежного 1997 г. уже после прохожде¬
ния талого стока, по мере протаивания стенок обрывов наблюдалось расширение верхней
по течению циркообразной ниши и вдоль проседавших суффозионных ложбин. После
полного оттаивания и суффозионного оплывания стенок происходит их дальней¬
шее осыпание, обрушение и частично эоловое выдувание (особенно в вершине Буйного
оврага).
68

В результате эолового выдувания в песках и суффозионного вымывания грунтов в
вершине оврага Буйный образовался козырек из дернины и корней деревьев, нависший над
овражным врезом на 30-40 см. Вместе с частью деревьев и блоками породы впоследствии он
обвалился в овраг. Процесс эолового перевевания и выдувания в вершинах оврагов
характерен для многих районов Белоруссии в области распространения песчаных и
супесчаных пород [5]. В вершинах оврагов здесь также образуются ниши и козырьки, а ниже
по склону и в русле оврагов - эоловые шлейфы и микрогряды.
Чем интенсивнее протекают неэрозионные склоновые процессы в оврагах и чем слабее
осуществляется эрозионная сезонная прочистка русла оврага, тем скорее нивелируется,
затушевывается и даже может отмереть сама эрозионная овражная форма. Это вечное
противоборство в природе эрозионных и неэрозионных процессов, их сочетание или
преобладание того или иного процесса приводят к разнообразию морфогенетических типов
и видов рельефа, и в частности к образованию различных по преобладающему типу ме¬
ханизма формирования вершин овражных врезов. На рис. 1 показана лишь часть врезов,
характерных для гумидной зоны, но, наверное, это далеко не все возможные сочетания и
соотношения.
В комплексе факторов развития овражной эрозии и сопутствующих ей процессов
суффозия и инфильтрация атмосферных осадков и поверхностного стока, податливость
горных пород к суффозии, влияние процессов сезонного и суточного промерзания-
протаивания на суффозию, воздействие почвенно-растительного покрова и биоты на
суффозию - все эти вопросы, имеющие большое значение для анализа причин и механизма
формирования вершин оврагов и самих овражных форм до настоящего времени специально
не рассматривались. Лишь в работах белорусских геоморфологов и эрозиоведов им уде¬
ляется особое внимание, поскольку в области распространения флювиогляциальных отло¬
жений и лёссовых пород Белоруссии геоморфологическая роль суффозии в образовании
оврагов достаточно велика и очевидна: лёссы и лёссовидные суглинки занимают там более
10% территории [5, 6]. О.ГГ. Корсаковой [5] предложена следующая классификация суф-
фозионных форм рельефа, многие из которых в процессе развития переходят в открытые
поверхностные эрозионные овражные формы: западины, ложбины, депрессии, воронки, по-
норы, колодцы, шахты, циркообразные ниши, тоннели, пещеры, останцы, арки. Гене¬
тическая связь суффозионных и эрозионных форм прослеживается всегда и повсеместно,
хотя из названного ряда могут выпадать отдельные формы, т.е. чередование форм может
быть различным, как и их размерность.
В работах, посвященных овражной эрозии в лесной зоне на востоке Русской равнины [7,
8], анализируется так называемая "тоннельная” эрозия, т.е. по существу та же самая суф¬
фозия, и вырисовывается следующий генетический ряд процессов: образование подземных
трещин - проникновение по ним талых и дождевых вод - образование водопоглощающих
воронок и подземных форм - постепенное расширение и углубление тоннелей - обрушение
сводов и возникновение оврага. Хотя оптимальные условия для развития "тоннельной"
эрозии характерны для более южной семиаридной зоны, но она широко развита и в
гумидной зоне, способствуя оврагообразованию.
По нашим наблюдениям, на Сатинском полигоне МГУ в бассейне р. Протвы процессы
суффозии в вершинах оврагов на залесенных и открытых водосборах широко развиты и
являются одной из основных причин углубления и расширения вершин. Так, например,
вершина донного вреза Сенокосной балки в разные годы в зависимости от интенсивности
талого и ливневого стоков и условий промерзания-протаивания в период весеннего
снеготаяния развивалась то по преимущественно эрозионному, то по суффозионному типу.
В многоводные годы (1983-1987 гг.) развитие шло по эрозионному типу: ежегодный прирост
донного вреза составлял 1,65-2,4 м (рис. 2). В маловодные годы (1995-1999 гг.) вершина
росла по суффозионному типу: величина ежегодного прироста была невелика - 0,2-1,2 м. В
то же время росли поноры и отшнурованные от основного русла ветвящиеся суффозионные
ложбины и западины: их прирост составлял 1,5-3,0 м в год. Затем суффозионные ложбины
путем расширения и обваливания стенок над подземным руслом постепенно соединялись с
основным эрозионным руслом. Супесчано-суглинистый материал вымывался по понорам и
из-под дернины, нависающей козырьком в 10-20 см. Перепад высот от днища балки к врезу
небольшой - 0,6-0,8 м. Обрушившийся материал суффозионной поноры завалил основное
русло донного вреза и не размывался маломощным в последние годы потоком.
Еще более отчетливо проявляется суффозионный механизм роста в вершине Буйного
оврага (рис. 3), что объясняется следующими условиями: 1) рельефообразующими порода¬
ми здесь являются легко поддающиеся суффозии опесчаненные суглинки и пески;
69

Рис. 2. Динамика эрозионного вреза и суффозионных размывов в вершине Сенокосной балки (Сатино,
Калужская обл.)
Рис. 3. Динамика суффозионно-эрозионной вершины Буйного оврага (Сатино, Калужская обл.)
Бровка оврага: / - 1981. 2 - 1983, 3 - 1999 гг., 4 - репер и его номер 2 32)	перепады высот в вершине Буйного оврага больше, чем в Сенокосной балке (0,8-1,8 м);
3)	сток у вершины не сконцентрирован в единое русло, а рассредоточен по склону, что
препятствует формированию водобойного колодца, но способствует образованию суф¬
фозионных понор; 4) лес, кустарники и дернина вокруг вершины также сдерживают
эрозионный размыв, но не могут сдержать суффозионное вымывание частиц грунта из-под
дернины и корней деревьев, которые в результате ежегодно обрушиваются в овраг целыми
блоками. Так, летом 1987 г. по левому борту оврага рядом с вершиной обрушились блоки
пород с маркированными в качестве реперов № 6 и 7 стволами деревьев (в 1981 г. репер № 6
отстоял от бровки на расстоянии 2 м, репер № 7 - на 1,25 м). Важно отметить, что
суффозионному обрушению подверглась не основная вершина, а левая боковая часть
оврага. В то же время в основной вершине суффозионное обрушение происходило замед¬
ленно: к 1999 г. обвалились блоки пород с деревьями-реперами № 2, отстоящими от бровки
на 0,2 м, и № 3 - на 0,5 м. Это свидетельствует о том, что суффозионное обрушение
преобладает здесь над эрозионным врезанием. По правому борту процесс суффозии тоже
идет: из-под дерева-репера № 14 (в 0,9 м от края) материал значительно вымыт, образовался
козырек в 0,3-0,4 м, что должно в скором времени привести к обрушению и этого участка.
Поверхностных размывов не отмечено.
По четко суффозионному типу развивается вершина оврага Митенки (лесного), на что
указывают следующие факты: 1) очень слабый рост в длину или полное отсутствие
эрозионного вреза в отдельные годы, несмотря на то, что они были многоводными (1982—
70

1985 гг.); 2) в то же время обилие понор и суффозионных рытвин приводило в эти и в
последующие годы к расширению основной вершины, к появлению новых понор и
суффозионных воронок даже в 1,5 м выше вершины (в 1986 г.); 3) суффозии способствовал и
значительный перепад высот в основной вершине - около 1,7 м (поноры отмечены на
глубинах 0,4 и 1,2 м); 4) тонкий супесчано-суглинистый материал легко поддается суффозии
на всю глубину основной вершины оврага; 5) вымывание происходило из-под слоя дернины
мощностью 10—15 см, пронизанной корнями кустарников. Во время весенних замеров, после
прохождения паводка по днищу водоподводящей ложбины не отмечены случаи роста
вершины в длину. В то же время осенние замеры показали слабый прирост вершины в длину
и в ширину за счет обрушения блоков пород по суффозионным понорам и ложбинам.
Основная вершина № 2 Егорова оврага, как было показано выше, развивается пре¬
имущественно по эрозионному типу, но и в ней происходят сравнительно мощные суффо-
зионные процессы, например подземное спрямление русла весной 1986 г. на верхнем
привершинном участке по левому борту между реперами № 6 и 7, что привело к обрушению
больших блоков пород вместе с деревьями. Во всех других вершинах Егорова оврага, где
нет концентрации стока, обусловленного антропогенными причинами, развитие происходит
более естественно, с преобладанием суффозионного механизма развития: с очень мед¬
ленным линейным приростом (все вершины № 1, 3-5 - лесные, в пределах залесенного
участка), с образованием понор, их расширением и обрушением. Длина понор - до 0,5 м при
перепаде высот по неосновным вершинам 0,4-0,5 м. Расширение вершин - до 1,9 м (вершина
№ 3). В отдельные годы прироста по этим вершинам вообще не наблюдалось (1985-1986 гг.).
Суффозионные процессы широко распространены в области покровных лёссовидных
суглинков. Характерный пример - район г. Брянск, где в вершине балки Верхние Судки
осенью 1999 г. наблюдалось образование суффозионной воронки рядом с деревом,
растущим у бровки балки. Диаметр воронки был около 1 м. Подземный выход из воронки
находился на склоне балки на глубине 10 м (при общей глубине местного базиса эрозии
балки 14 м). Уже через 6 мес. воронка преобразовалась в поверхностный овраг-траншею
U-образного поперечного профиля шириной 2, глубиной 3 и длиной более 4 м. При этом
дерево, у корней которого первоначально располагалась воронка, просело, а соседние
деревья упали в этот новый овраг и балку. В вершине балки Верхние Судки на площади
около 300 м2 отмечено до 20 суффозионных воронок, что свидетельствует о широком
распространении суффозионного механизма роста овражных вершин в этом районе. Многие
воронки имеют поверхностные размывы, другие скрыты под слоем мелкозема.
Таким образом можно констатировать, что механизм роста вершин оврагов в гумидной
зоне многообразен и не исчерпывается исключительно эрозионным типом. Здесь широко
развит суффозионный, нивальный, оползневой, карстовый типы механизма, наклады¬
вающие свои специфичные черты на морфологию форм и направление развития. На основе
изучения геоморфологических особенностей различных механизмов развития оврагов в
гумидной зоне в дальнейшем будет совершенствоваться дифференцированная методика
работ и модели развития оврагов с учетом процессов суффозии, нивации, оползания, карста
и других зональных процессов.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Любимов Б.П. Зональные особенности овражной эрозии // Геоморфология. 1998. № 1. С. 68-72.
2.	Любимов Б.Я. Геоморфологические особенности овражной эрозии в зоне тундры // Геоморфология. 2000.
№2. С. 18-25.
3.	Косов Б.Ф. Географический фактор развития овражной эрозии // Науч. докл. высш. шк. Геолого-геогра¬
фические науки. 1958. № 2. С. 18-24.
4.	Овражная эрозия / Р.С. Чалов. М.: Изд-во МГУ, 1989. 168 с.
5.	Корсакова О.П. Геоморфологическая роль суффозии в лёссовых породах Белоруссии: Автореф. дис. ...
канд. геогр. наук. М.: Изд-во МГУ, 1990. 23 с.
6.	Павловский А.И. Особенности развития плоскостной и линейной эрозии на территории Белоруссии:
Автореф. дис. ... канд. геогр. наук. М.: Изд-во МГУ, 1989. 19 с.
7.	Овражная эрозия востока Русской равнины / Коллектив авторов. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1990.
143 с.
8.	Климатическая геоморфология денудационных равнин / Коллектив авторов. Казань: Изд-во Казан, ун-та,
1977. 224 с.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	09.06.2000
71

ON THE MECHANISM OF GULLEY’S HEAD FORMATION IN THE HUMID ZONE
B.P. LYUBIMOV, S.N. KOVALEV
Sum шагу
Mechanisms of gullies head growth in the humid zone are various and complicated. Besides erosion mechanism
there are suffusion, nival, landslide and karst ones. In the dry year the contribution of erosion mechanism is little and
the suffusion type of development is predominant, especially in the sandy loam, loam and loess deposits. The
examples of different mechanism manifestations in the Kaluga and Bryansk districts are given.
УДК 551.435.118(282.252.1)
© 2001 г. A.H. МАХИНОВ, P.C. ЧАЛОВ, A.B. ЧЕРНОВ
РАЗМЫВЫ БЕРЕГОВ НА СРЕДНЕМ АМУРЕ1
В последнее время все большее внимание уделяется региональным особенностям
русловых деформаций, выявлению причин, их обусловливающих, и связей с определенными
природными и антропогенными факторами. Однако даже в обобщающих работах [1] можно
видеть много белых пятен, зачастую не позволяющих дать полную картину географии
русловых процессов. В этом отношении материалы по среднему Амуру, полученные в
результате экспедиционных исследований, имеют большое значение для развития геогра¬
фического русловедения.
К среднему течению Амура относится участок между устьями рек Зеи и Уссури, длиной
почти 1000 км. Площадь водосбора реки увеличивается от 726000 км1 2 у Благовещенска до
1437000 км2 у Хабаровска вследствие впадения здесь двух крупных притоков (не считая Зеи
и Уссури) - Бурей и Сунгари (с площадями водосборов, соответственно, 70700 и 540000 км2).
Среднегодовой расход воды в Амуре ниже Благовещенска составляет 3520 м3/с; к Хаба¬
ровску он возрастает до 7450 м3/с. Средняя мутность воды в Амуре 83 г/м3, среднегодовой
расход взвешенных наносов - 695 кг/с. Большое количество взвешенных наносов поставляет
в Амур р. Сунгари: так, в июле 1998 года средняя мутность Амура выше устья Сунгари
составляла около 35 г/м3, тогда как ниже впадения Сунгари она возросла на порядок
и достигла 417 г/м3. Ширина русла Амура колеблется от 600 м на врезанных участках до
2,6 км на широкопойменных, глубина реки в межень составляет от 2 м на перекатах до 8 м
на плесах и 10-12 м в ущельях Малого Хинганского хребта.
Река имеет паводочный режим. Основное питание она получает от летне-осенних дож¬
дей, обусловливающих ее многоводность в теплый период года, в течение которого прохо¬
дит до 90% годового стока. Снеговое питание имеет второстепенный характер (10-12%
годового стока): весеннее половодье наблюдается в конце апреля - начале мая, но на него
уже накладываются дождевые паводки. В теплый период года проходит 3-4 дождевых
паводка, пики которых на 5-8 м превышают наиболее низкие предпаводочные уровни.
Колебания стока у с. Помпеевка составляли от 100-150 м3/с до 30000 м3/с.
Основные различия в морфологии русла и в характере и интенсивности горизонтальных
русловых деформаций Среднего Амура обусловливаются его расположением в различных
геолого-геоморфологических районах (рисунок). Долина Амура в пределах Зейско-Буреин-
ской равнины приурочена к древнему краевому прогибу, сформировавшемуся перед мезо¬
зойским массивом хребта Малый Хинган, лежащего южнее долины Амура [2]. В неотек-
тонический период эта территория испытывала слабые относительные погружения, возрас¬
тающие по мере приближения к хребту. Поэтому долина Амура выработана здесь в рыхлых
супесчано-песчано-галечных отложениях четвертичного возраста, легко размываемых
1 Работа выполнена при финансовой поддержке ФЦП "Интеграция" (направление 5.1, проект № 293) и
РФФИ (№ 00-05-64690), программа поддержки ведущих научных школ (проект № 00-15-98512).
72

Геоморфологическая схема долины и морфологически однородные участки русла среднего Амура
1 - пойма, 2 - террасовый комплекс, 3 - Амуро-Зейская равнина, 4 - Среднеамурская низменность, 5 -
горные области Малого Хингана и прилегающих хребтов, 6 - русла рек, границы и номера морфологически
однородных участков
водным потоком; лишь иногда справа к реке подходят трудноразмываемые сланцы неоге¬
нового возраста. Долина хорошо террасирована, ее ширина 40-50 км, террасы расположены
в основном, по левому берегу. Горизонтальные деформации Амура развиваются в этих
условиях свободно. Русло Амура здесь широкопойменное, смещенное в результате асим¬
метричных неотектонических движений к правому борту долины. Пойма Амура двусто¬
ронняя, но также асимметричная - левобережная, как правило, шире правобережной.
В пределах северных отрогов Малого Хинганского хребта, ориентированных, в отличие
от основного хребта, на северо-восток, поперек направления Амура, а также параллельных
ему Сутарского и Помпеевского хребтов (в дальнейшем, для краткости, называемых просто
Малым Хинганом), трудноразмываемые известняки и изверженные породы почти пол¬
ностью ограничивают горизонтальные деформации, поэтому здесь сформировалось врезан¬
ное беспойменное русло.
Среднеамурская низменность испытывает в неотектонический период абсолютные
погружения и на большей своей части характеризуется длительной аккумуляцией наносов
[2], представленных, в основном, суглинками, супесями, песками и галечниками с очагами
торфяников. Они определяют свободное развитие горизонтальных деформаций русла Аму¬
ра. Лишь иногда справа к нему подходят останцовые низкогорные массивы, еще не
полностью погребенные рыхлыми наносами, продолжающими накапливаться в пределах
низменности из-за ее погружения. Пойма широкая, двухсторонняя, в местах подхода к горам
асимметричная. При приближении к выходу долины из пределов низменности пойма
сужается и иногда выклинивается слева, уступая место возле реки низкой древнечетвер¬
тичной аккумулятивной равнине озерно-болотно-флювиального генезиса.
В пределах этих крупных районов имеются внутренние различия в морфологии и
динамике русла Амура, которые связаны с локальным изменением некоторых условий
руслоформирования (направленности и скорости современных тектонических движений,
крупности аллювия) и проявляются в характере и интенсивности протекающих здесь
горизонтальных русловых деформаций, и, соответственно, преобладании разных
морфодинамических типов русла. На среднем Амуре можно встретить почти весь спектр
морфодинамических типов русел равнинных рек [3]: меандрирующее, разветвленное на
рукава и относительно прямо-линейное неразветвленное со всеми их разновидностями, как
врезанное, так и широко-пойменное.
Показателем горизонтальных деформаций в русле каждого типа является наличие или
отсутствие размываемых берегов, протяженность последних и их дифференциация по сте¬
пени интенсивности размыва. В извилистом русле размываются преимущественно вогнутые
берега излучин, в разветвлениях - оголовки или ухвостья островов, вогнутые берега
73

Характеристики размывов берегов р. Амур на различных морфологически однородных участках его русла
(в % от общей длины участка)
Участок
Тип русла
Берег
Доля пой¬
менных бе¬
регов, %
Размыв берегов, % от общей длины берега
Береговые
дамбы, %
от длины
берега
№
граничные
пункты и км от
г. Хабаровска
длина,
км
сильный
средний
слабый
всего на
участке
1
Благовещенск -
35
относительно прямолиней-
левый
100
10
1
3
14
4
д. Красное (990-
ное и одиночные разветвле-
правый
95
0
9
4
13
20
955)
ния
2
д. Красное -
48
пологие излучины
левый
100
0
10
15
25
0
д. Саратовка
правый
100
0
3
И
14
23
(955-907)
3
д. Саратовка -
65
параллельно-рукавное с ме-
левый
100
13
24
2
40
3
842 км (907-842)
андрированием рукавов
правый
100
11
19
1
31
11
4
842 км -
67
излучины и прямолинейное
левый
95
8
20
16
45
0
д. Куприяново
русло; пойменно-русловые
(842-775)
разветвления
правый
98
3
14
5
22
16
5
д. Куприяново -
135
пологие излучины с остро¬
левый
100
10
8
8
27
0
640 км (775-640)
вами 2-го порядка;
пойменно-русловые развет¬
правый
80
2
3
2
8
18
вления
6
640 км -
57
относительно прямолиней¬
левый
100
0
10
12
22
10
д. Пашково (640-
ное;
583)
пологие излучины
правый
76
0
0
0
0
18

U\
7
д. Пашково -
73
врезанные излучины
левый
63
0
0
0
0
0
д. Помпеевка
правый
47
0
0
0
0
0
(583-510)
8
д. Помпеевка -
65
врезанное прямолинейное и
левый
17
0
0
0
д. Союзное (510—
слабоизвилистое
правый
15
0
0
0
0
0
445)
9
д. Союзное -
45
прямолинейное адаптиро¬
левый
30
0
0
22
22
6
пос. Амурзет
ванное русло
правый
61
0
4
4
8
21
(445-400)
10
пос. Амурзет -
70
излучины, одиночные раз¬
левый
100
3
7
И
21
3
о-в Кадиха (400-
ветвления
правый
100
14
8
17
39
10
330)
И
О-в Кадиха -
90
разветвленно-извилистое,
левый
100
3
2
19
24
0
пос. Ленинское
реже пойменно-русловые
правый
100
9
19
14
38
4
(330-240)
разветвления
12
пос. Ленинское -
167
излучины, параллельно-ру¬
левый
100
9
16
15
40
1
г. Фуюань (240-
кавные разветвления
правый
90
4
7
12
23
0
73)
13
г. Фуюань -
73
пойменно-русловое развет¬
левый
100
9
15
4
23
0
г. Хабаровск
вление с прямолинейными и
(73-0)
извилистыми рукавами
правый
87
данных нет
Примечание. Качественные характеристики интенсивности размыва берегов (сильный, средний, слабый) соответствуют их количественным значениям (по [4]):
сильный - > 5 м/год, средний -2*5 м/год, слабый - < 2 м/год.

рукавов; относительно прямолинейное русло наиболее консервативно, поэтому размывы в
нем развиваются локально и не имеют четко выраженной привязанности к элементам фор¬
мы русла.
Всего на участке от Благовещенска до Хабаровска выделено 13 морфодинамически
однородных участков, различающихся по преобладанию русла того или иного морфоло¬
гического типа; соответственно, на этих участках заметно отличаются характер и интен¬
сивность горизонтальных русловых деформаций (рисунок). Места размывов берегов
определялись визуально; интенсивность размыва оценивалась по морфологии береговых
уступов, которой соответствуют значения скорости размыва [4], а на некоторых участках -
по сопоставлению топографических карт, изданных в разное время. По этим данным
среднегодовые скорости размыва составляют от 2 до 7, максимум до 15 м/год. Подобный
всплеск деформаций характерен для мелеющих или отмирающих рукавов реки: крупные
аккумулятивные формы в них часто представлены осередками, которые сильно искривляют
динамическую ось потока, нередко направляя ее к берегу под углом 25-35°, чем обус¬
ловливают его интенсивный размыв.
В таблице приводятся данные по относительной длине левого и правого берегов (отдель¬
но), размывающихся с различной интенсивностью в пределах морфологически однородных
участков среднего Амура. В качестве показателя взята доля берегов с различной интен¬
сивностью размыва в % от длины всего левого или правого берега на участке. В развет¬
вленном русле учитывались берега только основного (судоходного) рукава, независимо от
того, принадлежат они острову или береговой пойме. Качественные характеристики интен¬
сивности размыва (сильный, средний, слабый) соответствуют количественным значениям
скорости размыва [4]. Также приводятся данные по относительной длине берегов, укреп¬
ленных капитальными противопаводковыми дамбами или каменной наброской, препятст¬
вующими естественному развитию горизонтальных деформаций.
На первых двух участках преобладает относительно прямолинейное русло, осложненное
пологими излучинами и одиночными разветвлениями; пойма здесь двухсторонняя, справа
очень узкая, а в некоторых местах вообще выклинивается, и к руслу подходят коренные
берега. Пойма Амура ступенчатая, высота самой верхней пойменной ступени 5-7 м. Интен¬
сивность размывов берегов относительно низкая, что вместе с фрагментарностью участков
размыва отражает относительно высокую устойчивость русла. Характерно, что длина
фронта и интенсивность размыва левого берега всюду превышают аналогичные показатели
для правого берега.
На следующих двух участках (3 и 4) правобережная пойма сначала расширяется, но
ближе к устью Бурей она опять сужается и периодически выклинивается. Слева наряду с
поймой распространена первая надпойменная терраса, ненамного превышающая здесь по
высоте пойму (6-8 м) и имеющая относительно выровненный рельеф. Значительно
усложняется морфология русла: оно становится разветвленным, причем наряду с русловой
появляется и пойменная многорукавность; число рукавов и проток в одном створе может
достигать трех-четырех, хотя в каждом разветвлении выделяются два основных рукава
примерно равной водности. Преобладают параллельно-рукавные и пойменно-русловые
разветвления с интенсивным меандрированием рукавов. В рукавах находится большее
количество осередков и молодых, совсем недавно образовавшихся, пойменных островов,
возле оголовков молодых и более зрелых островов лежат огромные отмели. Протяжен¬
ность размываемых берегов здесь резко возрастает с обеих сторон реки - с 25 до 45% слева,
и с 14 до 31% с последующим сокращением до 22% справа, причем, преобладает средний и
сильный размыв. Длина фронта размыва увеличилась с 500 до 1000, а иногда до 1500 м.
Меньшая протяженность укрепленных правых берегов реки объясняется здесь увеличением
в правобережной стороне русла количества островов, укреплять которые нет необхо¬
димости; уступы же береговой правобережной поймы почти повсеместно ограждены
противопаводковыми дамбами.
На нижележащем участке 5 русло Амура представлено пологими сегментными излу¬
чинами с большим количеством маленьких прибрежных островков как у выпуклых, так и у
вогнутых берегов. Встречаются пойменно-русловые разветвления, образованные крупными
пойменными островами. Одно из них приурочено к устью р. Бурей, расположенному
посередине участка. Характерная особенность морфологии участка - резко выраженная
асимметрия долины (русло расположено под правым ее бортом), вследствие чего из шести
смежных излучин, обращенных вершинами вправо, четыре являются адаптированными - их
вогнутые берега высотой более 100 м коренные и сложены сланцами и песчаниками.
Нижние крылья правосторонних излучин пойменные, причем пойма здесь плотно заселена.
76

Поэтому правый берег в пределах нижних крыльев таких излучин укреплен от размыва.
Левый берег Амура или пойменный, или принадлежит более древней аккумулятивной
равнине, лежащей ненамного выше поймы (высота поймы - 4-5 м, равнины - 6-8 м),
практически не заселен и лишен берегоукреплений.
Все это отражается в горизонтальных деформациях: размывается 27% левого берега
(причем из них 18% - со средней и высокой интенсивностью), и только 8% правого берега.
Подобная асимметрия размыва связана здесь не только с тем, что правосторонние излу¬
чины адаптированные, но и с антропогенным фактором - укреплением правых пойменных
берегов в нижних крыльях адаптированных излучин. Максимальные размывы, как левого,
так и правого берегов отмечаются в нижней половине участка, где основное русло реки
отходит от правого коренного берега, отделяясь от них системой крупных островов.
На участке 6 к руслу Амура справа подходят отроги Малого Хинганского хребта. Русло
здесь прямолинейное в пойменных берегах, чередуется с пологими свободными и адаптиро¬
ванными излучинами, часто встречаются одиночные и прибрежные разветвления. Вогнутые
берега двух правосторонних излучин - коренные неразмываемые. В целом интенсивность
горизонтальных деформаций на участке резко снижается - правый берег не размывается
вообще (отчасти из-за увеличения доли коренного берега, отчасти - из-за прямолинейной
его формы и наличия дамб), левый подвержен размыву всего на 22% своей длины, причем
преобладает средний и слабый размыв. Участки размывов имеют малую протяженность (не
более 500 м) и рассредоточены по всей длине участка, встречаясь чаще возле одиночных и
прибрежных разветвлений.
На протяжении следующих 138 км Амур пересекает северо-восточные отроги хребта
Малый Хинган. По морфологии здесь выделяются два участка - верхний (7) - от д. Пашково
до бывшей д. Помпеевки, и нижний (8), который заканчивается в 10 км выше развалин
д. Союзное. Русло на обоих участках врезанное. На верхнем оно представлено излучинами и
прямолинейными отрезками; вдоль них, а также на выпуклых берегах излучин развита
узкая (0,7-1,3 км при ширине реки до 1 км) пойма, как правило, односторонняя. С про¬
тивоположной стороны к руслу подходят осыпные и оползневые коренные уступы. Выше
с. Радде оба берега пойменные. В устьях некоторых притоков Амура образовались при¬
устьевые озера, что свидетельствует об аккумуляции наносов в русле [5]. Русло очень
устойчиво - размывы берегов в историческом масштабе времени здесь не проявляются.
На нижележащем участке (8) пойма полностью исчезает; уступы коренных берегов
оползневые, осыпные и обвальные, обрываются непосредственно к руслу, имеющему здесь
слабоизвилистую форму, обусловленную трещиноватостью пород, слагающих горные
хребты. Берега здесь не размываются.
Ниже выхода из Хинганского хребта на протяжении 45 км (9 участок) русло имеет отно¬
сительно прямолинейную конфигурацию на фоне структурно обусловленного поворота
долины с юга на восток, и очень малое количество разветвлений; пойма здесь развита
крайне незначительно. Левый берег до с. Екатерино-Никольского представлен 15-17-
метровым уступом надпойменной террасы, сложенной суглинком и супесями; постепенно ее
высота начинает снижаться и к концу участка составляет уже 10-12 м. Правый берег
пойменный, укрепленный от размыва на 21% своей длины. Морфология русла и наличие
укрепленных берегов предопределяют высокую устойчивость русла и, соответственно,
малую интенсивность современных русловых деформаций. Слабому размыву подвержено
всего 22% левого и 8% правого берега, в основном, непосредственно ниже выхода из
Хингана и в нижней части участка перед сужением русла у горы Сяошань.
Ниже пос. Амурзет Амур протекает по Среднеамурской низменности среди ровной
заболоченной аккумулятивной равнины, сложенной рыхлыми четвертичными осадками. На
протяжении 70 км ниже пос. Амурзет (участок 10) он образует пологие и сегментные
излучины, осложненные отдельными одиночными островами или их небольшими группами.
Все берега здесь пойменные, причем относительная высота поймы продолжает умень¬
шаться и составляет к концу участка всего 4-5 м. Доля берегов, укрепленных от размыва и
затопления со стороны Китая, начинает уменьшаться (укреплено всего 10% берегов по
сравнению с 21% на вышележащем участке). Это объясняется снижением плотности
населения и масштабов хозяйственного освоения на правобережье Амура. На данном
участке - первом со свободным развитием русловых деформаций ниже выхода Амура из
горных ущелий, впервые отмечено резкое преобладание длины размыва правого берега по
сравнению с левым (39% от его длины против 21% слева, причем 14% размываются очень
интенсивно). Фронты размыва длиной до 5 км приурочены к вершинам и нижним крыльям
излучин.
77

На участке 11 длиной 90 км Амур принимает один из крупнейших своих притоков -
р. Сунгари, имеющим по сравнению с Амуром более высокую мутность и более мелкий
состав руслообразующих наносов. Вследствие этого их средняя крупность на Амуре выше
устья Сунгари составляет 12,2-13,9 мм, тогда как непосредственно ниже слияния снижается
до 5,0-7,4 мм; галечные наносы замещаются песчаными. На всем участке русло раз-
ветвленно-извилистое или образует пойменно-русловые разветвления; развита также пой¬
менная многорукавность. Выше слияния с Сунгари на Амуре встречаются, в основном,
крупные острова; перед слиянием (из-за подпора со стороны Сунгари) и ниже него резко
увеличивается количество песчаных осередков, отмелей и кос, а также очень маленьких по
площади островов, образующих разветвления основных рукавов. Протяженность берего-
укреплений по правому берегу Амура снижается до 4% его длины. Поэтому по-прежнему
сохраняется преимущественный размыв правого берега (38% его длины), что отражает
общую тенденцию смещения русла вправо. Острова в русле чаще всего окружены широкими
песчано-галечными отмелями, предохраняющими их от размыва.
Ниже по течению, на протяжении 167 км вплоть до г. Фуюаня (участок 12) русло Амура
представлено свободными и адаптированными сегментными излучинами и параллельно-
рукавными разветвлениями со слабоизвилистыми рукавами и хорошо развитой пойменной
многорукавностью. Берега пойменные, либо представлены уступами низкой аккумулятив¬
ной равнины, сложенной песками; исключение составляют отдельные участки правого
берега, где к руслу подходят относительно высокие (выше 200 м) горные массивы, но их
суммарная протяженность составляет всего 10% от всей длины берега. Высота поймы
продолжает снижаться и составляет 0,7-1 м над меженным уровнем, а высота акку¬
мулятивной равнины - 1,5-2 м - она становится затапливаемой, превращаясь в наложенную
пойму [6]. Берегоукреплений справа, практически нет, доля размываемого правого берега
здесь по-прежнему высокая (23%). Резко увеличивается размыв левого берега - с 24 до 40%
от всей его длины. Длины фронтов размыва достигают 1-3 км. Все это отражает очень
слабую устойчивость русла Амура в центральной части Среднеамурской низменности.
Последний 13-й участок русла на среднем Амуре представлен дельтовым (приуссурий-
ским) пойменно-русловым разветвлением. Основное русло Амура, располагающееся слева,
образует пологие свободные и крутую вынужденную излучины с одиночными разветв¬
лениями; протоки Казакевичева и Амурская, образующие правый рукав, имеют, в основ¬
ном, относительно прямолинейное русло, отдельные одиночные разветвления и излучину,
спрямленную протокой Змейкой. Примерно посередине в правый рукав впадает р. Уссури.
Русловые деформации в основном рукаве проявляются в размыве вогнутых берегов излучин
и оголовков островов. Слева размывается около 30% от общей длины береговой линии.
Таким образом, на всем протяжении среднего Амура горизонтальные деформации
претерпевают заметные изменения. Они бросаются в глаза при пересечении рекой
различных геоморфологических районов, но заметны и при детальном анализе характера
размывов широкопойменного русла выше и ниже пересечения Амуром Малого Хингана.
Так, максимальная интенсивность размывов берегов наблюдается в средних частях обеих
равнинных частей Амура. На их периферии, наоборот, отмечается затухание блужданий
русла, что отражается в сокращении длины размываемых берегов. Отмечена, также, четкая
правосторонняя асимметрия не только самой долины Амура в ее широкопойменных частях,
но и интенсивности горизонтальных деформаций - она выражается в меньших темпах и
протяженности фронта размыва правого берега реки по сравнению с левым [7]. Существует,
также, четкая связь между особенностями и темпами горизонтальных русловых дефор¬
маций и морфодинамическим типом русла Амура, что позволяет по типу русла пред¬
сказывать особенности его горизонтальных блужданий и, следовательно, устойчивость
берегов, и наоборот.
Анализ различий в характере горизонтальных русловых деформаций показал, что смена
особенностей горизонтальных русловых деформаций, а вместе с ними и морфологических
типов русел объясняется совокупным влиянием изменений основных факторов руслофор-
мирования: литологии, новейших тектонических движений, водоносности после впадения
притоков, хозяйственной деятельности на берегах. Значительное влияние оказывают
направленность и интенсивность вертикальных русловых деформаций.
Почти неразветвленное русло и относительно невысокий размах горизонтальных
русловых деформаций на верхних двух участках (ниже устья р. Зеи) подчеркивают высокую
устойчивость русла Амура, которая корреспондируется с его современным врезанием. На
это указывают геоморфологические признаки - узкая долина реки и ее ступенчатая пойма.
Высокая устойчивость русла связана здесь также с галечным составом наносов, посту¬
78

пающих как транзитом с верхнего течения Амера, так и с правобережного горного массива.
Изменения морфологии и динамики Амура на нижележащих участках - увеличение
разветвленности русла, спрямление излучин протоками через их шпоры, рост протя¬
женности размываемых берегов, ускорение темпов их размыва и активные переформи¬
рования островов указывают на снижение устойчивости русла Амура. Это явление связано,
по-видимому, с изменением направленности вертикальных деформаций русла - в русле
происходит аккумуляция наносов. Об этом свидетельствует появление у оголовков
островов обширных песчаных отмелей, регрессивное смещение островов, развитие
пойменной многорукавности, снижение высоты поймы и первой надпойменной террасы.
В устьях небольших притоков образовались озера подтопления, типичные для акку¬
мулирующего нижнего Амура [5, 8].
Очередная смена типа русла Амура перед Малым Хинганом (уменьшение разветв¬
ленности, преобладание извилистого и относительно прямолинейного русла, снижение
интенсивности размыва и длины размываемого берега, локализация зон размыва на
вогнутых берегах излучин) отражают увеличение устойчивости русла. Близость Малого
Хингана обусловливает снижение уклонов реки, хотя крупность наносов, поступающих с
вышележащих участков (песчано-галечные фракции), практически не меняется2. В то же
время аккумулятивная направленность вертикальных русловых деформаций здесь сохра¬
няется, проявляясь в снижении высот поймы и аккумулятивной равнины, регрессивном
росте островов, образовании приустьевых озер на притоках. По-видимому, здесь можно
говорить лишь о снижении темпов аккумуляции наносов.
При пересечении отрогов Малого Хингана скальные породы препятствуют развитию
заметных горизонтальных русловых деформаций. Однако наличие на верхнем Хинганском
участке (7) поймы на выпуклых берегах излучин и вдоль прямолинейных отрезков русла
говорит об их проявлении в геологическом масштабе времени, т.е. со скоростями в первые
сантиметры - десятки сантиметров в год. С такими темпами искривляются врезанные
излучины, смещается вправо прямолинейное русло. Если принять в первом приближении
возраст поймы Амура голоценовым, то при формировании пойменного массива в шпоре
врезанной излучины ниже с. Радде шириной 3 км, правый вогнутый берег отступал со
скоростью около 30 см в год, в этот же берег на вышележащем прямолинейном участке - со
скоростью около 10 см в год. Однако в этих случаях отступание берега происходило не за
счет размыва, а в результате гравитационных процессов, развитие которых провоцируется
воздействием на них водного потока. В пределах нижнего Хинганского участка (8)
отсутствие поймы указывает на полную недеформируемость берегов реки. Здесь абсолютно
преобладают процессы глубинной эрозии, однако их темпы очень малы.
Высокая устойчивость и относительная прямолинейность русла Амура непосредственно
ниже выхода из Хингана, малая интенсивность размывов берегов и небольшая протя¬
женность размываемых берегов объясняется переходным положением участка между
воздымающимся Малым Хинганом и погружающейся Среднеамурской низменностью.
Несмотря на широкопойменный характер, русло Амура остается устойчивым, так как
уклоны русла снижаются здесь незначительно - с 0,15 до 0,11 м/км, а крупность галечных
наносов вообще не уменьшается. Морфологические признаки - ступенчатость 1-й над¬
пойменной террасы в районе с. Екатерино-Никольского и поймы в районе пос. Амурзет,
размыв оголовков островов свидетельствуют о слабом врезании реки на этом участке.
Усложнение морфологии русла и увеличение интенсивности горизонтальных дефор¬
маций ниже по течению связаны с направленной аккумуляцией наносов. Она проявляется в
многочисленных приустьевых озерах на притоках (реки Бира, Вертопрашиха, Нунцзян
и др.), снижении высоты поймы с 4-6 до 1 м и древней озерно-аллювиальной равнины почти
до уровня поймы. Уменьшение уклонов реки с 0,12 до 0,05%о сопровождается заменой
галечных наносов сначала песчано-галечными перед устьем р. Сунгари, а затем песчаными.
Слияние с р. Сунгари почти не отразилось на характере и темпах горизонтальных
русловых деформаций Амура - изменилось лишь местоположение и длина размываемых
берегов: фронты размыва непосредственно ниже устья притока стали более короткими, но
встречаться стали чаще, а на островах места размыва сместились ближе к ухвостьям.
Однако по мере развития разветвленно-извилистого русла и укрупнения островов фронты
размыва снова удлиняются, а в конце участка 12 (близ г. Фуюань) вновь начинают
размываться оголовки островов.
2	Устойчивость русла характеризуется числом Лохтина Л = d/I, где d - крупность донных наносов,
/ - уклон русла в %о.
79

Характерная особенность горизонтальных русловых деформаций Амура в пределах
Среднеамурской низменности - отчетливое проявление их правосторонней асимметрии:
длина фронта размыва правого берега возрастает с 8% от всей длины берега на переходном
участке, до 38-39% ниже по течению, тогда как левый берег вплоть до пос. Ленинского
размывается на протяжении только 21-24% своей длины. Это связано с резким
сокращением берегозащитных дамб - с 21% до 4% в центральной части низменности; еще
ниже по течению укрепление правого берега от размыва не проводится. По-видимому,
именно это является причиной активизации современного правостороннего смещения русла
по сравнению с вышележащими участками, где естественный процесс ограничен защитными
мероприятиями. В нижней половине Среднеамурской низменности вновь резко активизи¬
руется размыв левого берега, хотя размыв правого остается высоким. Это объясняется
уменьшением устойчивости русла и увеличением водоносности Амура вниз по течению.
На нижних 73 км русла среднего Амура активные горизонтальные деформации по-
прежнему проявляются в размыве вогнутых берегов излучин и оголовков островов,
разработке спрямляющих излучины проток, отмиранию рукавов в дельтовом разветвлении.
Развитие серии прилегающих к Хабаровску излучин привело к тому, что степень раз¬
витости (отношение длины русла к шагу излучины) нижней в серии вынужденной излучины
за последние 50 лет увеличилась с 1,45 до 1,7 и превысила в начале 90-х годов критическую
величину, равную 1,56 (по [9]3 ). В связи с этим часть стока Амура (около 30%) направилась
в пойменную протоку Пемзенскую, спрямляющую эту излучину, вызвав активное расши¬
рение ее русла за счет размыва обоих берегов со скоростью не менее 4 м/год. В то же
время, расположенная справа от основного русла протока Казакевичева, соединяющая
Амур с Уссури по короткому направлению, год от года мелеет и заносится наносами. Таким
образом, русло Амура в целом смещается влево, продолжая многовековую тенденцию
своего развития на стыке субширотно и субмеридионально ориентированных систем
прогибов земной коры, по которым заложена долина Амура выше и ниже устья р. Уссури.
Таким образом, анализ развития горизонтальных деформаций среднего Амура вместе с
определяющими этот процесс факторами показал, что интенсивность горизонтальных
русловых деформаций на среднем Амуре во многом зависит от направленности и интен¬
сивности вертикальных деформаций русла. В определенных условиях на него влияют и
другие факторы, в частности, устойчивость русла и антропогенное воздействие. В пределах
Зейско-Буреинской равнины изменение масштабов горизонтальных русловых деформаций
происходит на фоне направленной аккумуляции наносов. Явное преобладание размывов
левого берега Амура по сравнению с правым, несмотря на общую многовековую тенденцию
смещения Амура вправо, проявляющуюся в правосторонней асимметрии долины, объяс¬
няется сооружением многокилометровых дамб, защищающих правый берег Амура от
размыва, тогда как на левобережье такие мероприятия не проводятся. В пределах
Хинганского ущелья горизонтальные деформации русла ограничены крутыми склонами
долины, сложенными коренными гранитоидами, песчаниками, алевролитами. Боковая
эрозия проявляется здесь лишь в геологическом масштабе времени.
В зонах направленной аккумуляции наносов в пределах Среднеамурской низменности,
характер и темпы горизонтальных деформаций Амура меняются в зависимости от устой¬
чивости русла в связи с изменением крупности наносов ниже слияния с р. Сунгари. Из-за
отсутствия берегозащитных сооружений возрастают размывы правого берега Амура, что
соответствует многовековой тенденции смещения русла вправо.
В заключение следует отметить, что Амур, несмотря на весьма яркие проявления
горизонтальных русловых деформаций, в меньшей степени изменяет положение своего
русла в историческом масштабе времени, по сравнению с другими крупными широко¬
пойменными реками, текущими в условиях свободного развития русловых деформаций:
Леной, Северной Двиной, Вычегдой, Вилюем и др., где средние скорости размыва берегов
превышают 10 м/год и процессы спрямления излучин, развития и отмирания рукавов и
руслах протекают значительно заметнее.
3	Согласно Н.И. Маккавееву [9], после достижения свободными излучинами критических значений
степени развитости, они могут начать спрямляться за счет разработки более коротких и прямых проток,
пересекающих их шпоры.
80

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Русловой режим рек северной Евразии / под ред. Р.С. Чалова. М.: Изд-во МГУ, 1994. 336 с.
2.	Геоморфология Амуро-Зейской равнины и низкогорья Малого Хингана / под ред. С.С. Воскресенского.
М.: Изд-во МГУ, 1973. 268 с.
3.	Чалов Р.С. Типы русловых процессов и принципы морфодинамической классификации русел // Гео¬
морфология. 1996. № 1. С. 26-36.
4.	Чалов Р.С. Русловые исследования. М.: Изд-во МГУ, 1995. 106 с.
5.	Махинов А.Н., Чалов Р.С., Чернов А.В. Направленная аккумуляция наносов и морфология русла
Нижнего Амура //Геоморфология. 1994. № 3. С. 70-78.
6.	Маккавеев Н.И., Чалов Р.С. Некоторые особенности дна долин больших рек, связанные с перио¬
дическими изменениями нормы стока // Ритмы и цикличность в природе. Вопросы географии. Сб. 79. М.:
1970. С. 156-167.
7.	Чернов А.В. Развитие русла Среднего Амура в условиях асимметричной антропогенной нагрузки //
Тринадцатое пленарное Межвузовское координационное совещание по проблеме эрозионных, русловых и
устьевых процессов. Уфа: Экология. 1999. С. 217-219.
8.	Нечаев А.П. Формирование островов в поймах горных рек Приамурья // Вопросы географии Дальнего
Востока. Хабаровск: Изд-во Хаб. пед. ин-та, 1967. С. 34-41.
9.	Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 345 с.
Ин-т водных и экологических проблем ДВО РАН,	Поступила в редакцию
Московский государственный университет	18.01.2000
Географический факультет
RIVER BANK EROSION AT THE MIDDLE AMUR
A.N. MAKHINOV, R.S.CHALOV, A.V. CHERNOV
Sum шагу
Lateral deformations of middle Amur are under consideration. The river valley in the middle flow subsequently
crosses Amur-Zeya plain, offsets of Lesser Hingan ridge and Middle Amur lowland. The river banks consisted of
unconsolidated sediments within the plain and lowland are being washed at a rate up to 5 mm/y. As a result the
smoothed changes of river channel occurs within the range of wide flood-plain. When crossing Lesse Hingan the
channel becomes embedded and the flood-plain disappears. The characteristic period of the channel's changes is of
geologic time-scale. The dependence of the river bank erosion from the vertical deformations of channel, its slope,
Amur's water run-off, sediment load, coarseness of suspended sediments and human activity is revealed.
УДК 551.435.426.550.349.4(235.32)
© 2001 г. B.H. СМИРНОВ, А.А. ГАЛАНИН, О.Ю. ГЛУШКОВА, А.Ю. ПАХОМОВ
ПСЕВДОСЕЙСМОДИСЛОКАЦИИ В ГОРАХ ПРИМАГАДАНЬЯ
Введение
В последние годы опубликованы работы [1-3 и др. того же автора], в которых
утверждается, что в Примагаданье, в непосредственной близости от города обнаружены
грандиозные "сейсмодислокации", которые "являются следами голоценовых землетрясений
силой не менее 9 баллов" [1, с. 114]. Б.П. Важенин - автор указанных работ - оценивает эти
"сейсмодислокации", объединенные им в "Дукчинский рой", как "видимые изменения в
ландшафте", и считает возможным их происхождение в результате землетрясений силой в
10-12 баллов [там же, с. 115]. Наконец, сравнивая "Дукчинский рой палеосейсмодислокаций"
с роем сейсмодислокаций Спитакского землетрясения 1988 г., автор находит, что "сходство
этих двух роев очевидно" [3, с. 34].
Так как такие заявления касаются прогноза сейсмической опасности для плотно
населенного района Магаданской области и самого областного центра, то они не могли не
4	Геоморфология, № 2
81

привлечь внимания геоморфологов и геологов. Кроме того, здесь затрагивается главная
проблема сейсмогеологии - диагностика палеосейсмодислокаций. Однако знакомство с
указанными выше работами показывает, что в них отсутствуют необходимые доказа¬
тельства сейсмической природы выделенных гравитационных (обвалы, скальные оползни) и
тектонические ("сбросы" и "взбросы", "сейсмоблоки") "палеосейсмодислокаций". Последние
просто декларированы и рассматриваются как нечто a priori заданное. Более того, в этих
работах нет аргументированных обоснований обвального (не говоря уже о сейсмическом)
происхождения "крупных (объемами свыше 1 млн. м3 гравитационных дислокаций
(преимущественно скальных обвалов)", которые используются в качестве "индикаторов
древних плейстосейстовых зон" на стадии дешифрирования космических снимков и кото¬
рые, по сути дела, составляют главное "палеосейсмогеологическое" содержание всех работ.
Автор никак не объясняет, почему установленные ранее и нанесенные на многочисленные
карты различными исследователями ледниковые кары, морены, отдельные узлы и районы
позднеплейстоценового горного оледенения он называет, соответственно, "сейсмообва¬
лами", "роями и суперроями палеосейсмодислокаций". Им просто игнорируются эти данные.
Точно так же нет никаких подтверждений фактическим материалом дизъюнктивной
природы тех дешифрирующихся на снимках линий, которые объявляются им сейсмо-
генными "сбросами" и "взбросами". Не приводится ни систематического геолого-геомор¬
фологического описания впервые выделенных "палеосейсмодислокаций", ни анализа их
геоморфологической позиции в рельефе территории с точки зрения физико-геогра¬
фической зональности и высотной поясности. Совершенно не учитывается то обстоя¬
тельство, что эта территория находится в области позднеплейстоценового карового и до¬
линного оледенения, современного нивально-криогенного морфогенеза. Автором пол¬
ностью игнорируются данные исследователей, которые ранее выделяли и продолжают
изучать как ледниковые и нивальные формы рельефа те объекты, которым он присвоил
название "палеосейсмодислокаций". Им отвергаются все фактические данные, которые в
корне противоречат сейсмическому происхождению этих объектов. Прежде всего, тот
факт, что самые распространенные "палеосейсмодислокации" - "скальные обвалы" - де¬
шифрируются на аэрофотоснимках и предстают на местности как типичные гляциальные и
нивальные кары, а "сбросы" и "взбросы" - как элементы нагорных террас и других
нивальных форм, и что все выделенные "палеосейсмодислокации" не являются результатом
разового, одномоментного события, а имеют ясные свидетельства их длительного развития
в течение позднего плейстоцена и голоцена.
В связи с изложенным, нами был выполнен геолого-геоморфологический анализ "Дук-
чинского роя палеосейсмодислокаций" и проведено специальное изучение так называемых
"палеосейсмодислокаций", чтобы аргументированно показать, что же они представляют из
себя как геоморфологические объекты. Анализ был основан на дешифрировании крупно¬
масштабных аэрофотоснимков, изучении морфометрии рельефа по топокартам м-ба 1:25000
и 1:100000, на результатах собственных полевых исследований с привлечением материалов
опубликованных и фондовых работ. Необходимо сразу же оговориться, что для специалиста
в области гляциальной геоморфологии диагностика указанных объектов как ледниковых
каров не вызывает ни затруднений, ни сомнений как на стадии дешифрирования, так и при
полевом изучении.
Особенности геологического строения и рельефа района
Расположенные вблизи Магадана Дукчинский горный массив, Арманский (Каменный) и
Хасынский хребты находятся в области развития позднеплейстоценового карового и
долинного оледенения [4-6], однако до настоящего времени целенаправленного и деталь¬
ного изучения гляциального морфогенеза здесь не проводилось. Кроме того, эта
территория относится к ЮВ части сейсмического пояса Черского, поэтому для нее весьма
актуальным является вопрос поиска и картографирования палеосейсмодислокаций с целью
определения места и максимальной интенсивности вероятных землетрясений. В связи с
этим принципиально важное значение приобретает обоснованность выделения, надежность
диагностики гравитационных палеосейсмодислокаций (сейсмообвалов) в районах поздне¬
четвертичного оледенения.
Исследованная территория охватывает низкогорный массив, ограниченный с юга
береговой чертой Тауйской губы, с запада и севера долинами рек Армань, Хасын, Уптар, а с
востока - рек Хабля и Дукча. Основные водотоки, дренирующие территорию - притоки рек
82

Хасын и Уптар, а также рек Дукча, Магаданка, Окса. В геологическом строении района
участвуют, главным образом, нижнемеловые гранитоиды Магаданского батолита. В зна¬
чительно меньшей мере распространены нижне- и верхнемеловые вулканогенные обра¬
зования основного, среднего и кислого состава. Миоцен-плиоценовые терригенные осадки
(нагаевская толща) выполняют межгорные впадины (Нагаевскую, Балахапчанскую и др.);
среди четвертичных отложений преобладают аллювиальные, ледниковые и разнородные
склоновые образования.
Территория представляет собой массивное низкогорье с абсолютными высотами
основного водораздела 600-800 м, максимальная отметка - 1022,7 м. Характерны широкие
выположенные междуречья с повсеместным развитием фрагментов региональной поверх¬
ности выравнивания предположительно плиоценового возраста, на которых во многих
местах сохранились коры выветривания, сложенные крупнозернистыми песками, дресвой и
щебнем с включениями глыбового обломочного материала в основании. По данным
геолого-съемочных работ, ее мощность достигает 20 м. Примечательной особенностью
рельефа является то обстоятельство, что в верхних частях некоторых междуречий выде¬
ляются аномально широкие субгоризонтальные или вогнутые поверхности, имеющие вид
седловин или небольших впадин с пологими и длинными склонами и иногда с замкнутым
стоком. Обычно они оконтурены небольшими холмами или скалами-останцами. Все эти
нагорные котловины приурочены к фрагментам сохранившейся на междуречьях коры
выветривания и, скорее всего, являются остаточными, приуроченными к участкам более
глубокого проникновения процессов выветривания в гранитоиды Магаданского батолита.
Их происхождение объясняется селективной денудацией рыхлого материала коры
выветривания, особенно интенсивно протекающей под действием нивально-криогенных
процессов.
Рельеф большей части территории в целом эрозионно-денудационный, довольно глубоко
и густо расчлененный. Основные склоновые процессы - крип и плоскостной смыв,
нивальная денудация, менее распространены обвально-осыпные, оползневые явления.
Денудация идет на фоне интенсивного физического выветривания. На побережье ведущими
являются абразионные процессы. Наряду с горными участками, имеют место и равнинные,
представленные аккумулятивными и эрозионно-денудационными поверхностями неотекто-
нических впадин, гипсометрический уровень которых варьирует в широких пределах (от 60-
80 до 200-400 м) в зависимости от характера неотектонических движений.
Особенность современных речных долин региона - ступенчатость их продольного про¬
филя и отсутствие террас высоких и средних уровней, что свидетельствует об очевидной
молодости последнего этапа активизации неотектонических движений, вовлекших рассмат¬
риваемую территорию в дифференцированное поднятие.
Территория расположена в области развития позднеплейстоценового горно-долинного
оледенения, а также распространения многолетней мерзлоты и современного нивального
морфогенеза [4-7]. В позднем плейстоцене в наиболее приподнятой части территории
(северный и северо-западный склоны Дукчинского горного массива) возникали каровые и
долинные ледники, образовавшие локальный ледниковый узел и оставившие после себя в
долинах комплекс основной морены, а в верховьях ручьев - хорошо разработанные
ледниковые кары с моренами. Широко распространены разнообразные нивальные про¬
цессы, связанные с приуроченными к верхнему уровню гор многочисленными снежниками,
среди которых встречаются перелетки. Ярко выражены нагорные террасы с активными
морозными забоями, а также разнообразные нивальные формы: ниши, уступы, впадины,
лотки. На аэрофотоснимках, сделанных 31 июля 1974 г., на обращенных к С и СЗ склонах
наблюдаются многочисленные снежники, залегающие на стенках и днищах каров, под
уступами нагорных террас, в нивальных нишах и т.п. Рельеф, обусловленный многолетней
мерзлотой, представлен в основном солифлюкционными и полигональными формами. Эти
формы рельефа особенно ярко выражены на участках распространения коры выветривания,
рыхлый материал которой легко поддается воздействию нивальных процессов.
Ледниковый рельеф и псевдосейсмодислокации
("скальные обвалы")
Как отмечено выше, район исследований расположен в области распространения
четвертичного оледенения. Здесь наблюдаются типичные ледниковые экзарационные и
аккумулятивные формы рельефа: троговые долины, кары, основная морена в ледниковых
4*
83

долинах и межгорных впадинах. Наиболее выразительными гляциальными формами релье¬
фа являются ледниковые кары, которые в работах [1-3] трактуются как "палео¬
сейсмодислокации". Все они расположены на С и СЗ склонах Дукчинского горного массива
в приводораздельной части в интервале абс. высот 575-675 м (рис. 1, 2, таблица).
Нами детально исследованы несколько каров. Один из них расположен в левом притоке
р. Уптар ("гравитационная палеосейсмодислокация Уптар-16", по [1]). Установлено, что
долина ручья, в вершине которого находится кар, до выхода во впадину имеет типичный
облик ледникового трога: корытообразная форма, широкое днище, не соответствующее
мощности водотока, крутые склоны. В верховье она замыкается каровой нишей. В нижней
части ее дно выстлано основной мореной, сложенной крупными валунами, на некоторых
участках плотно уложенными в виде мостовой. Поверхность морены неравномерно заросла
кустарником и редкостойным лиственничником. На некоторых ее участках под воздейст¬
вием мерзлотных процессов сформированы большие (диаметром до нескольких метров)
84

Рис. /.А - "Палеосейсмодислокации" в Дукчинских горах (по Важенину [1]): / - свежие разрывы без
заметной вертикальной составляющей, 2 - свежие сбросы и взбросы, 3 - бровки крутых склонов, в т.ч.
стенок срыва и ниш отрыва, 4 - обвалы, 5 - скальные оползни, 6 - блоковые просадки земной коры, 7 -
изогипсы и их высоты в метрах, 8 - пролювиально-селевые конусы выноса. Буквы в индексации дис¬
лоцированных тел: Д - Дукча, О - Омчак, М - Медвежка, С - Снежка, У - Уптар; цифры - их объемы в
млн. м3
Б - Положение ледниковых каров в рельефе Дукчинских гор: / - стенки каров; 2 - каровые морены; 3 -
высотные отметки; 4 - линия водораздела рек Хасын, Дукча, Магаданка; 5 - изогипсы; 1-7 - порядковые
номера каров
85

круги и многоугольники, выложенные валунами. Петрографический состав морены
однообразный: на всем ее протяжении распространены валуны щелочных гранитов, а вверх
по течению появляются и постепенно увеличиваются в количестве валуны и глыбы кислых
и реже основных вулканитов.
В верховье ручья наблюдается типичная стадиальная каровая морена (рис. 3). Протя¬
женность ее от подножья осыпного уступа стенки кара до нижнего края - 1550 м,
соответственно такой же была и длина ледника, оставившего после себя морену. Макси¬
мальная ширина морены в средней части 700 м, с обеих сторон она окаймлена марги¬
нальными каналами. Правый канал почти на всем протяжении врезан в коренные породы
склона, его глубина от присыпанного мореной днища кара более 40 м. В поперечном
профиле канал имеет вид узкого каньона. Его правый борт сочленяется с крутым горным
склоном, а левый заканчивается пологой поверхностью днища кара, покрытой мало¬
мощным чехлом щебнисто-глыбовых моренных отложений с дресвяно-песчаным заполни¬
телем. Левый маргинальный канал имеет глубину до 15 м и почти на всю мощность
прорезает морену, которая вскрывается в его правом борту. Левый борт канала сочле¬
няется с горным склоном. Поверхность морены неровная, в целом она образована серией
гряд, рытвин и ложбин длиной от десятков до первых сотен метров, а также отдельных
холмов поперечником до 100 м и изометричных котловин глубиной до 10 м и до 80 м
диаметром. Валы и рвы ориентированы как поперек, так и вдоль морены.
Ледниковые кары в Примагаданье
(морфометрия по топооснове м-ба 1:25000)
№ п/п
Местонахождение
Высота днища кара,
м. абс
Экспозиция кара,
град
1
Исток руч. Омчик (Уптарский)
636
С-0
2
Верховье лев. притока р. Уптар, к востоку от
выс. 877,9
650
СЗ - 350
3
Верховье лев. притока р. Уптар, к западу от
выс. 877,9
625
СЗ - 330
4
Верховье лев. притока р. Хасын, к северу от
выс. 1022,7
675
СЗ - 330
5
Верховье прав, притока руч. Омчик
(Хасынский), к северу от выс. 905,9
650
СЗ-ЗЮ
6
Там же, под выс. 905,9
650
СЗ-ЗЮ
7
Лев. исток руч. Омчик (Хасынский)
575
СЗ - 280
Примечание. Указанным карам соответствуют "палеосейсмодислокации" (по [1]): 1 - "Уптар-Г; 2 -
"Уптар-1,8м и "Уптар-2"; 3 - "Уптар-16"; 4 - "Хасын-8"; 5,6 - "Омчик-13”; 7 - ’'Омчик-2".
86

Рис. 3 (А)
Рис. 3 (Б)
87

■ ' штия
Рис. 3 (В)
Рис. 3 (Г)
Рис. 3 (Д)
Рис. 3. Кар в верховье левого притока р. Уптар (№ 3 на рис. Шив таблице): А - общий вид, Б - фрагмент
топографической карты, В - аэрофотоснимок, Г - схема дешифрирования аэрофотоснимка, Д - продольный
профиль кара
На рис. А и Б: ск - стенка кара, о - осыпи, м! - морена ранней стадии, м2 - морена поздней стадии,
р - ригель, ж - маргинальные каналы.
На рис. Г и Д: 1 - пологие склоны и водораздельные поверхности, 2 - крутые склоны, 3 - русла водотоков,
4 - стенки кара, 5 - каровые морены ранней (а) и поздней (б) стадии, 6 - моренные гряды, 7 - моренные
котловины, рытвины, ложбины стока, 8 - ригель, 9 - маргинальные каналы, 10 - днище спущенного
моренного озера, 11 - моренные озера, 12 - поверхности, перекрытые маломощным не сплошным моренным
чехлом, 13- склоновые осыпи, 14 - снежники
88

Рис. 4. Кар в верховье левого притока р. Хасын (№ 4 на рис. 1Б и в таблице)
А - аэрофотоснимок, Б - схема дешифрирования, В - продольный профиль кара. Условные обозначения
см. рис. 3
Более древняя нижняя часть морены простирается на 700 м до слияния маргинальных
каналов и сверху она ограничена ригелем и уступом верхней морены. Морена сложена
преимущественно массивными липаритами светло-палевого цвета, местами окварцован-
ными, напоминающими вторичные кварциты. Очень редко встречаются обломки базальтов
и долеритов. Более молодая верхняя часть морены имеет овальную форму в плане: длина
850 м, ширина до 550 м. В нижней части но небольшом протяжении она сложена
описанными выше липаритами, но основная масса обломков представлена флюидально-
плойчатыми липаритами с присутствием редко встречающихся базальтов и долеритов.
Фронтальная часть верхней морены образована ясно выраженным уступом высотой от 15 до
89

30 м, под рыхлыми отложениями которого вскрывается скальный ригель - линейно
ориентированные поперек морены выходы коренных пород и гигантских глыб. Морфология
и состав морены типичны для отложений, формирующихся каровыми ледниками за счет
осыпных, обвальных, оползневых процессов на стенках кара [8].
В тыльной части морена отделена от обвально-осыпного склона стенки кара рвом
шириной в несколько метров. Ориентировка оси кара СЗ 330°. В верхней части стенки
расположен небольшой снежник. Постморенные обвально-осыпные накопления невелики
по объему, представлены незначительными коллювиальными конусами и отдельными
глыбами у подножья. Никаких следов катастрофических обвалов нет.
Совершенно аналогичное строение и положение в рельефе имеет кар в верховье левого
притока р. Хасын ("скальный сейсмообвал Хасын-8", по [1]). Он также замыкает ледни¬
ковую долину и ориентирован на СЗ (330°), протяженность морены, обрамленной
маргинальными каналами, около 1,7 км (рис. 4). Морена имеет двучленное строение и
состоит из накоплений ранней и поздней генераций, разделенных ригелем. В нижней части
расположено небольшое моренное озеро, выше которого наблюдается обширная ровная
поверхность, оставшаяся от бывшего здесь ранее более крупного водоема. Поверхность
морены, так же как и у описанного выше кара, состоит из протяженных гряд и ложбин,
ориентированных как в продольном, так и в поперечном направлениях, множества отдель¬
ных холмов и котловин. Под стенкой кара наблюдаются небольшие по объему постге¬
нетические обвально-осыпные накопления, морфология и состав которых свидетельствуют
о том, что они образованы в течение длительного времени регулярными процессами.
Как отмеченные выше, так и другие кары Дукчинского узла, отличаясь друг от друга
размерами, формой и объемом моренных накоплений, имеют все параметры, характерные
для каровых комплексов сартанского оледенения приохотских районов [4-6].
Кроме "гравитационных палеосейсмодислокаций", в работе [1] показаны в этом же
районе и многочисленные "свежие разломы: сбросы и взбросы", которые в последующих
работах автор уже трактует как "сейсмотектонические дислокации". При этом нигде не
приводится документированное описание этих разломов: в каких породах они расположены,
что смещают, каковы их параметры (элементы залегания, сместители и т.д.). Но даже
просто внимательный взгляд специалиста на приведенную в работе схему сразу вызывает
недоуменные вопросы: почему многочисленные "сбросы и взбросы", имея прямолинейную и
дугообразную форму, большей частью идеально вписаны в рельеф склонов, совпадая с
изогипсами? Это может свидетельствовать либо о горизонтальном залегании так
называемых разрывных нарушений (но тогда это, естественно, не сбросы и не взбросы, а
покровы), либо, что и есть на самом деле, дешифрирующиеся на аэрофотоснимках и
наблюдаемые на местности уступы на склонах имеют экзогенное происхождение. Другая
часть "сбросов и взбросов", имеющая секущее положение относительно склонов, также
никак не аргументирована. Мы посетили некоторые участки, где должны были быть
показанные на схеме "сбросы и взбросы", и обнаружили в одних случаях типичные уступы и
полосы снежного разъедания, выработанные в рыхлых отложениях элювиально¬
делювиального чехла, у подножий которых еще сохранились снежники или их следы -
сильно увлажненные, иногда с небольшими водоемами, мочажинами, поверхностями (в
верховьях р. Магаданки и на водоразделе ее с руч. Омчик). В других случаях секущие
"сбросы и взбросы" и "разломы без видимого смещения" представлены трещинами
отдельности в гранитоидах и субвулканических телах липаритов, подвергшихся воздейст¬
вию эрозионных и денудационных процессов (в верховьях левых притоков р. Уптар).
Ни в одном случае не установлено признаков активных разрывных дислокаций и уж тем
более признаков сейсмогенной природы этих форм рельефа. Указанные объекты находятся
недалеко от Магадана, легко достижимы и могут быть обследованы интересующимися этой
проблемой специалистами в области сейсмотектоники и гляциальной геоморфологии.
Полученные материалы совершенно однозначно свидетельствуют о том, что все
рассмотренные выше объекты сформированы нивально-гляциальными, т.е. длительно
действующими рельефообразующими процессами, их пространственное размещение подчи¬
няется закону географической и высотной зональности. Сейсмический процесс и его
проявления в виде палеосейсмодислокаций, как известно, не обладают этими свойствами.
Таким образом, сейсмогенная природа рассмотренных геоморфологических объектов
полностью исключается.
В одной из работ Б.П. Важенин сравнивает сейсмодислокации Спитакского землет¬
рясения, описанные в работе Е.А. Рогожина и др. [9], и "Дукчинский рой предполагаемых
палеосейсмодислокаций" и приходит к выводу, что "сходство этих двух роев очевидно"
90

[3, с. 34]. Даже если оставить в стороне приведенное выше обоснование нивально-гля-
циального генезиса дукчинских форм, то заметим, что спитакские сейсмодислокации изу¬
чались в год их возникновения, а "Дукчинскому рою" - более 10000 лет, поэтому интересно
спросить автора, как умудрились сохраниться "палеосейсмодислокации" в течение столь
длительного времени в таком состоянии, что ничем не отличаются от "новорожденных" в
Спитаке? Впрочем, рассмотрим, в чем же усматривается это "очевидное сходство”.
1.	Как показано выше и как явствует даже из приведенного в работе [1] рисунка, на
котором изображены "палеосейсмодислокации в Дукчинских горах" (рис. 1), все "палео¬
сейсмообвалы" и "сбросы и взбросы" идеально вписаны в рельеф. В противоположность
этому, исследователи Спитакского землетрясения отмечают в его эпицентре возникшие
разнообразные "...нарушения земной поверхности, не согласующиеся с рельефом терри¬
тории... Зона сейсмодислокаций пересекает, не считаясь с рельефом, северные склоны и
отроги Памбакского хребта..., долину р. Памбак... и выходит на южные склоны Базумского
хребта (образующие левый, северный борт долины р. Памбак)... Зона по диагонали
пересекает южный склон Базумского хребта и оканчивается в среднем течении р. Чичхан
на ее правом борту..." [9, с. 13].
2.	В плейстосейстовой области Спитакского землетрясения нет ничего похожего на
гигантские, объемом в миллионы и десятки миллионов кубометров скальные "палеосейсмо-
обвалы" и оползни Дукчинских гор. Там самые крупные гравитационные сейсмодислокации
связаны с поверхностными оползнями. "Наиболее мощный из них, обследованный авторами
статьи, охватил северо-западный склон горы Мец-Цмак на площади 1,0 х 0,5 км и вызван
срывом делювиального чехла, залегающего на структурном склоне, выработанном по
пластам наклоненных вулканитов палеогена. Оползень имеет трехъярусное строение
(выделяются три зоны отрыва на разных высотных уровнях склона и две отдельные зоны
сгруживания материала)" [9, с. 17].
3.	Стремясь сделать это мнимое сходство еще более "очевидным", Б.П. Важенин грубо
искажает содержание работы А.Е. Рогожина и др. [9], показывая в районе Спитакского
землетрясения в качестве сейсмодислокаций сбросы, чего нет на схеме этих авторов, а в
"Дукчинском рое" - взбросо-сдвиги, которых нет в цитируемой его собственной работе.
Далее, на месте выделенных исследователями Спитакского землетрясения разрывов и
трещин встряски им показаны, как и в "Дукчинском рое", так называемые "разрывы без
заметного смещения", а на месте конусов выноса (которые А.Е. Рогожин с соавторами
вообще не относят к сейсмогенным формам) - "субсейсмогенные пролювиально-селевые
конусы выноса" [3, с. 35, рис. 2]. Кроме того, одинаковыми знаками показаны скальные
оползни "Дукчинского роя" и срывы делювиального чехла Спитакской эпицентральной
зоны. Такая "интерпретация" чужих и собственных материалов вводит в заблуждение
специалистов сейсмогеологов и геоморфологов и, в конечном счете, дискредитирует
палеосейсмогеологический метод.
Заключение
Проблема диагностики палеосейсмодислокаций возникла одновременно с разработкой
палеосейсмогеологического метода и рассматривалась в работах многих исследователей.
Особенно актуальна она при изучении альпинотипных горных сооружений, где ведущими
процессами являются гравитационные и нивально-гляциальные, образующие формы
рельефа (обвалы, скальные оползни, кары, каменные глетчеры), на которые внешне могут
походить гравитационные палеосейсмодислокации. На это неоднократно и настойчиво
обращал внимание один из создателей палеосейсмогеологического метода В.П. Солоненко
[10 и др.]. Весь имеющийся опыт показывает, что надежная диагностика палеосейсмо¬
дислокаций, выявление их среди других сходных форм экзогенного рельефообразова-
ния, возможны лишь при проведении комплексного геолого-геоморфологического ана¬
лиза, в основе которого должны лежать следующие принципы: 1) возникновение
сейсмодислокаций не подчиняется географической зональности и высотной поясности;
2) отдельные сейсмодислокации образуются в результате нерегулярных, спорадических,
одноактных процессов, практически мгновенно, у них отсутствуют признаки постепенного,
длительного развития; 3) сейсмодислокации всегда являются геоморфологической ано¬
малией, они не вписываются в ансамбль развивающихся форм рельефа, выделяясь
несвойственными фоновому типу рельефа морфометрическими, морфологическими, грану¬
лометрическими, кинематическими показателями [11, 12]. Этим критериям отвечают
91

сейсмодислокации сильнейшего на Северо-Востоке России Артыкского землетрясения
1971 г., а также пока еще немногочисленные тектонические и гравитационные структуры,
определяемые с большей или меньшей вероятностью как палеосейсмодислокации (Тирех-
тяхские в хр. Улахан-Чистай, Мельдекская и Чульская в хр. Туманном и некоторые другие,
менее значительные) [13]. Несомненно, палеосейсмодислокации могут быть обнаружены и в
районе Примагаданья, поскольку этот район расположен в юго-восточной части сейсми¬
ческого пояса Черского. Их поиск должен быть ориентирован на выявление и изучение
аномальных склоновых процессов, форм рельефа и отложений, присутствие которых
установлено в этом районе [14 и др.] в связи с активными разломами.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Важенин Б.П. Палеосейсмодислокации в Примагаданье // Сейсмологические и петрофизические
исследования на Северо-Востоке России. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1992. С. 102-120.
2.	Важенин Б.П. Палеосейсмодислокации в сейсмическом поясе Черского // Сейсмологические и
петрофизические исследования на Северо-Востоке России. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1992.
С. 79-102.
3.	Важенин Б.П. Некоторые принципы в сейсмическом районировании и палеосейсмогеологии (на примере
Северо-Востока России) // Тихоокеанская геология. 1998. Т. 17, № 2. С. 28-41.
4.	Глушкова О.Ю. Морфология и палеогеография позднеплейстоценовых оледенений Северо-Востока
СССР // Плейстоценовые оледенения Востока Азии. Магадан: СВКНИИ ДВНЦ АН СССР, 1984.
С. 28-42.
5.	Глушкова О.Ю. Позднеплейстоценовые оледенения Северо-Востока СССР// Автореф. дис. ... канд.
геогр. наук. Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1986. 17 с.
6.	Наймарк Л.Л. К истории четвертичного оледенения в Северном Приохотье // Известия вузов. Геол. и
разв. 1962. № 9. С. 16-24.
7.	Осокин Н.И. Снежники и снежниковые системы низко- и среднегорных районов СССР. М.: Наука, 1981.
72 с.
8.	Тимофеев Д..А., Маккавеев А.Н. Терминология гляциальной геоморфологии. М.: Наука, 1986. 256 с.
9.	Рогожин Е.А., Рыбаков JI.И., Богачкин Б.М. Сейсмодеформации земной поверхности при Спитакском
землетрясении 1988 г. // Геоморфология. 1990. № 3. С. 8-19.
10.	Живая тектоника, вулканы и сейсмичность Станового нагорья. М.: Наука, 1966. 33 с.
11.	Смирнов В.Н., Галанин А.А., Глушкова О.Ю., Пахомов А.Ю. Каровый морфогенез в горах Северного
Приохотья и проблема диагностики палеосейсмодислокаций // Геоморфология гор и равнин: взаимосвязи и
взаимодействие. Межд. сов. XXIV Пленум Геоморф, комис. РАН. Тез. докл. Краснодар: КГУ, 1998.
С. 251-253.
12.	Смирнов В.Н., Галанин А.А., Глушкова О.Ю., Пахомов А.Ю. Сейсмические катастрофы или работа
ледников? // Расшир. тез. докл. регион, научн. конф. "Северо-Восток России: прошлое, настоящее,
будущее". Магадан: ОАО "Северовостокзолото", 1998. С. 49-50.
13.	Смирнов В.Н. Морфотектоника областей горообразования Северо-Востока Азии: Автореф. дис. ... докт.
геогр. наук. Москва: МГУ, 1995. 42 с.
14.	Смирнов В.Н., Глушкова О.Ю., Пахомов А.Ю. Активные склоновые процессы в черте Магадана //
Магадан: годы, события, люди. Тез. докл. научно-практич. конф., посвящ. 60-летию г. Магадана.
Магадан: Кордис, 1999. С. 178-179.
СВКНИИ ДВО РАН	Поступила в редакцию
25.12.99
PSEUDO-SESMODISLOCATIONS IN THE MOUNTAINS NEAR MAGADAN
V.N. SMIRNOV, A.A. GALANIN, O.J. GLOUSHKOVA, A.J. PAKHOMOV
Sum m a г у
Some authors describe large gravitational paleoseismodislocations in the Dukchinskie mountains. The detailed
investigations in this area have shown these objects to be the typical manifestations of the glacial morphogenesis - they
are glacial kars of Late Pleistocene glaciation and have nothing in common with gravitational paleoseismodislocations.
The main diagnostic features of the latter forms were determined; they can help to distinguish these forms reliably from
the similar exogenous landforms.
92

УДК 551.432.46(235.223)
© 2001 г. А.А. ЩЕТНИКОВ
ГЕОМОРФОЛОГИЯ ТУНКИНСКОГО РИФТА1
Введение
Тункинская рифтовая долина протягивается субширотно на 200 км от юго-западного
окончания оз. Байкал до хр. Мунку-Сардык (рис. 1). Она состоит из системы суходольных
впадин байкальского типа [1], выполненных мощной (до 2,5 км) толщей кайнозойских
отложений, переслаивающихся с покровами неоген-четвертичных базальтов [2], и низко¬
горных межвпадинных перемычек, в Тункинском рифте называемых отрогами [3, 4].
На востоке Тункинский рифт начинается сложной комбинацией низкогорных тектони¬
ческих ступеней, горстов и небольшой Быстринской впадины, составляющих перемычку
между Тункинским и Байкальским рифтами. Далее на запад располагается широкая Торская
впадина, которая вместе с самой крупной Тункинской и небольшими по размерам
Туранской и Хойтогольской впадинами составляет центральную часть рифтовой долины.
Впадины разделены низкогорными блоковыми массивами Еловского и Ниловского отрогов,
причем последний сопровождается продольной системой низкогорных горстов, отделяющих
Хойтогольскую впадину от Туранской. Западнее Хойтогольской впадины рифтовая долина
резко сужается, и начинается перемычка между Тункинским и Хубсугульским рифтами,
которую образуют высокие тектонические ступени и небольшая Мондинская впадина, на
СЗ переходящая в глубокую долину-грабен р. Иркут.
С севера рифт обрамлен горстом альпинотипных Тункинских Гольцов, и наклонно
приподнятой ступенью Олхинского плоскогорья окраины Сибирской платформы. Горст
наклонен на север и обрывается к рифтовой долине высоким (до 2000 м) и крутым
тектоническим уступом. С юга рифт обрамляет сибиретипный свод Западного Хамар-
Дабана.
В Тункинском рифте и его горном обрамлении выделяется 5 высотных поясов рельефа.
Во впадинах это равнины и наклонные предгорья, а в их горном окружении - вершинный
пояс, склоны и днища долин. Кроме этого, существует большая группа форм рельефа,
имеющих межпоясной характер распространения.
Рифтовая долина
Днища впадин. Морфологическую структуру рельефа днищ больших впадин составляют
три низких аккумулятивных равнины: террасированная аллювиальная, озерно-болотная и
пологонаклонная аллювиальная. Среди этих аккумулятивных уровней основной является
первая, образованная поймой (низкой и высокой) и двумя надпойменными циклическими
аккумулятивными террасами р. Иркут (магистральной реки рифта) и его крупнейших
притоков. Аллювий всех террас Тункинского рифта характеризуется констративным строе¬
нием, их стратотипические разрезы располагаются в Торской впадине у с. Тибельти [5].
Пойма является самым обширным геоморфологическим уровнем в террасовом комплексе
Иркута, ее ширина в Тункинской впадине превышает 6 км.
Высота первой надпойменной террасы в пределах межвпадинных перемычек достигает
10-12 м и постепенно понижается до 6-7 м к центральным частям впадин, где она нередко
совсем выклинивается. Абсолютный возраст осадков, слагающих эту террасу, определен по
данным радиоуглеродных датировок: в Торской впадине у с. Тибельти он составляет в
верхней части разреза 5180 ± 40 лет, в средней - 10300 ± 80 лет [5].
Вторая надпойменная терраса прослеживается только в пределах прорезаемых Иркутом
и крупнейшими его притоками межвпадинных перемычек и сужений рифта и имеет высоту
14-18 м. Возраст осадков средней части разреза этой террасы у с. Тибельти определен как
40060 ± 820 и 31860 ±37 лет (по С14) [5], а верхней части разреза на восточной окраине
Хойтогольской впадины - 29300 ±1000 лет (РТЛ-датирование) [6]. Днища Торской,
Туранской и Хойтогольской впадин полностью заняты аллювиальными равнинами. В
центре Тункинской впадины господствуют аккумулятивные образования иного характера, а
аллювиальная равнина прослеживается лишь вдоль ее бортов.
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 97-05-64352).
93

Рис. 1. Карта-схема основных морфологических элементов Тункинского рифта и его горного окружения
Плоскогорья: 1 - средневысотные (2000-2400 м), 2 - низкие (средние высоты 800-1000 м); 3 - сильно расчлененные (до 1200 м) горы с абс. отметками до
3491 м; 4 - средневысотные (до 2534 м) слабо расчлененные (200-300 м) вулканические плато; 5 - среднерасчлененные (200-800 м) сибиретипные горы с
доминированием в их вершинном поясе субгоризонтальных пологоволнистых фрагментов поверхности выравнивания; 6 - сильно расчлененные (500-1000 м)
сибиретипные горы с доминированием в их вершинном поясе террасированных базальтовых покровов; 7 - аккумулятивные равнины днищ впадин; 8 -
наклонные предгорья; 9 - низкогорья межвпадинных перемычек; 10 - территория, на которую приведен фрагмент геоморфологической карты (рис. 2).
Цифрами в кружках обозначены впадины: 1 - Быстринская, 2 - Торская, 3 - Тункинская, 4 - Туранская, 5 - Хойтогольская, 6 - Мондинская, и
межвпадинные перемычки-отроги: 7 - Еловский, 8 - Ниловский. Буквами обозначены геоморфологические районы Западного Хамар-Дабана: Хэвен-Дзалу-
Урийн-Сарьдигский (А), Харагульский (Б), Хангарульский (В)

Террасовый ряд собственно р. Иркут развит здесь в южной части впадины, а вдоль
подошв Еловского и Ниловского отрогов тянутся низкие субгоризонтальные поверхности -
системы слившихся первых надпойменных террас его притоков, дренирующих отроги.
Возраст отложений этого уровня составляет для верхней части разреза, вскрытого
придорожным карьером у деревни Саганур, 39000 ± 6000 лет (РТЛ-датирование) [7], что
соответствует времени образования второй надпойменной террасы Иркута. В глубь
впадины эти террасовые поверхности постепенно переходят в заболоченную пойму и далее
погружаются под озерно-болотные отложения областей интенсивного новейшего
погружения, приуроченных к СВ и СЗ частям впадины (рис. 2).
Под поднятием Бадар, которое расположено между озерно-болотными равнинами, фун¬
дамент впадины не имеет выступа. Сам Бадар представляет собой изометричное антикли¬
нальное [1] куполообразное поднятие высотой до 150 м и диаметром 15 км со слабо
расчлененной холмистой поверхностью. Слагают его косослоистые пески, термолюминес¬
центный возраст которых в верхней части разреза поднятия на левобережье Иркута оп¬
ределен как 65200 ± 4000 лет [6]. Приповерхностная часть песков практически повсеместно
переработана эоловыми процессами.
Относительно происхождения этого поднятия существует несколько гипотез.
А.П. Булмасов [8] предложил криогенный механизм образования Бадара. Согласно ему,
поднятие является своего рода гигантским бугром пучения, что следует из данных
гравиметрии, указывающих на наличие под ним мощной (до 600 м) линзы мерзлых пород с
высокой степенью льдистости. Данную точку зрения оспаривают С.М. Замараев [9] и
Д.В. Лопатин [10], считающие Бадар инверсионным поднятием, возникшим в результате
гравитационного соскальзывания кайнозойских толщ по поверхности фундамента на
крыльях впадины и куполовидного вспучивания слоев в ее центральных частях. В.Б. Выр-
кин [11] относит Бадар к остаточным структурам.
Малые впадины (Быстринская и Мондинская) включены в состав межрифтовых пере¬
мычек и, благодаря активной инверсионной тектонике, выведены из сферы осадко-
накопления. В пределах их днищ господствует среднерасчлененный (до 100 м и более)
увалистый плосковершинный рельеф неогенового уровня аккумуляции, а в ЮЗ части
Быстринской впадины - слабо расчлененный (до 50 м) уровня аккумуляции плейстоценовых
песков. На эти приподнятые поверхности наложен террасовый ряд Иркута и его притоков в
виде террас врезания. Последние особенно распространены восточнее Мондинской впади¬
ны, где их насчитывается более пяти. Внепоясные формы рельефа в днищах впадин прежде
всего представлены современными и реликтовыми эоловыми формами. Их подробное
описание приведено в работах [6, 12].
Отметим, что Тункинская рифтовая долина, вытянутая в широтном направлении и окру¬
женная высокими горными массивами, является типичным ветровым коридором: скорость
ветров здесь достигает 46 м/с [6], а эоловые процессы являются одними из ведущих.
Современный ветровой морфогенез в Тункинской котловине, например, проявляется на
28% ее площади [11], а реликтовые эоловые ландшафты (закрепленные растительностью)
распространены на 30-35% территории. Главная фаза формирования последних охватывает
вторую половину сартана и бореальное время начала голоцена [6].
Другими важными образованиями в днищах впадин Тункинского рифта являются
аккумулятивные формы гляциального генезиса, расположенные в западной части
Мондинской впадины на правобережье Иркута на абсолютной высоте 1400-1485 м и в
западной части Хойтогольской впадины у устья торговой долины р. Ихе-Ухгунь на высоте
950-1050 м. В первом случае - это грядово-западинные (высота гряд до 15 м) моренные
ландшафты с озерами. Слагают их несортированные отложения, преимущественно валунно¬
галечные, сцементированные алеврит-пелитовым карбонатным материалом (ледниковой
мукой).
В западной части Хойтогольской впадины расположен конечно-моренный комплекс.
Грядово-западинные ландшафты с озерными ваннами неправильных очертаний языкового
бассейна здесь окаймляет конечно-моренный амфитеатр шириной порядка 2 км и
протяженностью около 9 км с двумя параллельными дугообразными рядами конечных
стадиальных морен высотой до 80 м (внешний ряд выше внутреннего не менее чем на 20 м).
К амфитеатру прислонен широкий флювиогляциальный конус выноса, прорезаемый р. Ихе-
Ухгунь.
В днищах впадин широко распространены криогенные формы (современный и
остаточный термокарст, бугры пучения и др.). Встречаются они как в наиболее понижен¬
ных и увлажненных участках: например, в озерно-болотных низинах Тункинской впадины,
95

96

Рис. 2. Фрагмент геоморфологической карты Тункинского рифта и
его горного окружения (А - северная часть фрагмента, Б - южная)
1 - поверхность выравнивания; 2 - округлые останцы на поверхности
выравнивания; 3 - базальтовые покровы; 4 - эрозионные гребни; 5 - гребни
межкаровые и междолинные; 6 - карлинги. Склоны: 7 - с развитием
преимущественно гравитационных процессов (обвалов, осыпей, оползней,
лавинной денудации и склоновых селей), 8 - с преобладанием криогенных
процессов (десерпции, солифлюкции, курумообразования) и линейной
эрозии; 9 - днища каров, цирков и ледниковых долин; 10 - ригели и устьевые
ступени; 11 - днища речных долин с террасовыми комплексами; 12 -
антецедентные участки долин; 13 - конусы выноса. Фации в конусах выноса:
14- несортированных валунных галечников с углом наклона поверхности
более 10°; 15 - слабо сортированных валунных галечников с углом наклона
поверхности 5-10°; 16 - слабо сортированных галечников с участками
слоистых песков и углом наклона поверхности менее 5°; 17 - русловые
ложбины; 18 - внутренние дельты; 19 - пологонаклонные предгорные
поверхносги-елани; 20 - подгорные шлейфы пролювиально-делювиальных
отложений; 21 - пойма на равнинных участках; 22 - низкие озерно-болотные
равнины; 23 - холмистые (с глубиной расчленения до 50 м) поверхности
поднятого уровня плейстоценовой аккумуляции; 24 - пологонаклонные
аллювиальные равнины; 25 - участки ледниковой и водно-ледниковой
аккумуляции; 26 - валы конечных морен; 27- оползни и оплывины; 28 - бугры
пучения; 29 - участки развития эолового микрорельефа (а - реликтового,
б - современного); 30 - крупные эоловые формы (а - дюны, б - котловины
выдувания); 31 - вулканические шлаковые конусы; 32 - базальные фасеты;
33 - сбросовые рвы и системы эскарп-микрограбенов; 34 - куполообразные
поднятия в днищах впадин; 35 - области интенсивного новейшего погружения;
36 - русла водотоков (а - постоянных, б - временных); 37- эрозионные уступы;
38 - озера

где получили развитие малые формы пучения - туфуры - диаметром до 1 м и высотой до
0,5 м, так и на высоких участках: например, в южной части Быстринской впадины, где
широко развит современный термокарст.
Особые формы рельефа - расположенные в СВ части Тункинской впадины плейсто¬
ценовые вулканические шлаковые конусы, представляющие собой результаты одноактных
извержений. Их морфология подробно описана в работе [13]. Располагаясь в днище
впадины, вулканические постройки вовлечены в ее дифференцированные погружения и
частично перекрыты молодыми осадками. И чем ближе шлаковые конусы расположены к
центру впадины, где скорости погружения наиболее высоки, тем меньше становится их
экспонированная высота. Для Хурай-Хобока, находящегося на краю впадины на субгори¬
зонтальном террасовом уровне, она составляет 116 м, а для Кунтена, который расположен в
озерно-болотных низинах, - всего 6 м. Принимая среднюю высоту таких шлаковых конусов
на юге Восточной Сибири равной 80-100 м, мы имеем возможность определить примерную
амплитуду их погружения за вторую половину позднего плейстоцена, максимально
составляющую 70-80 м [7].
Наклонные предгорья. Различие в строении бортов Тункинского рифта определяет и
устройство переходных зон от днищ впадин к горам - наклонных предгорий. У подножия
высокого и крутого тектонического уступа Тункинских Гольцов они представляют собой
пояс слившихся и наложенных друг на друга конусов выноса, сформированных водотоками
разных порядков; ширина пояса колеблется от 3 до 5 км.
Рыхлые отложения предгорного откоса, мощность которых достигает 300 м, перекры¬
вают погруженные промежуточные ступени (скрытое продолжение зоны краевого сброса
[14]). В районе пос. Аршан промежуточная ступень погребена под 200-300-метровым слоем
пролювиальных отложений [15, 16]. В Хойтогольской впадине такая ступень перекрыта
более тонким плащом осадков и хорошо читается в рельефе. В Мондинской впадине
предгорьем служит сложная система узких разновысотных тектонических ступеней,
покрытых толщей валунных галечников и валунно-глыбовых отложений водно-ледникового
и ледникового происхождения [17]. Эти осадки на поверхностях ступеней часто образуют
продольные гряды и реже террасовидные уровни, так что предгорья здесь оставляют
впечатление лестницы многочисленных террас.
Основу аккумулятивной части предгорного откоса составляют крупные конусы выноса в
устьях протяженных долин. Примером таких форм может служить Кынгаргинский конус
выноса в Тункинской впадине, протяженностью свыше 5 км при мощности слагающих его
осадков до 300 м. В вершинной части его ширина достигает 1,5-2 км, крутизна - до 10°; он
сложен несортированными валунными галечниками и валунниками с размером обломков до
1,5 м в поперечнике. В средней части конуса углы наклона его поверхности существенно
выполаживаются (5-10°), а среди осадков преобладают слабо сортированные галечники с
включениями валунов и линз гравелистого песка. Ширина этой зоны приближается к
трем км. На периферии конуса выноса, где его поверхность становится почти субго¬
ризонтальной, распространены слабо сортированные галечники с песчано-гравелистым
заполнителем и участками горизонтально-слоистых песков. В пределах двух последних зон
развиты покровы лёссовидных супесей, мощностью до 3 м.
Поверхность конуса выноса изрезана многочисленными радиально расходящимися
русловыми ложбинами глубиной до 2 и шириной до 200 м. В верхней части конуса русловые
ложбины сопровождаются селевыми валами высотой до 2 и протяженностью до 100 м.
Особенностью Кынгаргинского конуса выноса является то, что его вершина располагается
еще в горной части: она представляет собой треугольный блок, отсеченный крупной
палеосейсмодислокацией [18, 19] от основной части конуса и приподнятый над ней. В этом
блоке конус выноса, сложенный валунным галечником мощностью до 10 м, залегает на
цоколе высотой более 30 м. В эту поверхность вложены многочисленные террасы врезания
[20], а сама долина Кынгарги здесь приобретает каньонообразный вид.
Сливаясь и накладываясь друг на друга, конусы выноса формируют волнообразный
пологонаклонный аккумулятивный пояс, состоящий из трех сочлененных зон, занимающих
разное гипсометрическое положение. Нижняя и средняя зоны соответствуют слившимся
участкам больших конусов, а конусы выноса малых водотоков, более короткие и крутые, с
единообразным составом слагающих их отложений (несортированные валунные галечники
с размером обломков в поперечнике до 5 м и более) вместе с привершинными участ¬
ками крупных конусов, составляют верхнюю, подгорную зону этого аккумулятивного
пояса.
Понижения между вершинами конусов выноса заполняют пролювиально-делювиальные
98

(включая и оползневые) отложения, образующие в основании тектонического уступа Тун-
кинских Гольцов прерывистый шлейф. В пределах этого шлейфа выявлены современные
оползни и оплывины, что связано с выходами грунтовых вод в толще карбонатных пород,
слагающих основание тектонического уступа. Более древние образования приурочены к
зоне палеосейсмодислокаций: в местах, где сейсмогенные структуры рассекали коренные
породы сформировались сейсмогравитационные скальные оползни; там, где разрывам была
подвержена толща пролювиально-делювиальных отложений, тела оползней сложены
рыхлым материалом.
Наклонные предгорья у подножия Хамар-Дабанского свода имеют иное строение.
Составляют их два морфологических элемента, сменяющиеся по простиранию: волнистые
пологонаклонные поверхности прямого или чуть вогнутого профиля, плавно сочленяющи¬
еся со склонами боковых гребней Хамар-Дабана (условно назовем их еланями) и внутренние
(наземные) дельты крупных водотоков.
Хамар-дабанские елани представляют собой вовлеченные в медленное сводовое
поднятие окраины впадин. В некоторых случаях инверсионные воздымания у подножия
Хамар-Дабана приобретают дифференцированный блоковый характер, и тогда предгорья
становятся холмистыми. В Торской впадине в такое поднятие было вовлечено почти 40% ее
площади. Интенсивность воздымания оказалась так велика, что сейчас эта часть впадины
входит в состав Хамар-Дабана.
На верхние части еланей накладываются шлейфы склоновых отложений или небольшие
конусы выноса в устьях малых долин. В том случае, если елани подрезаны со стороны
нагорных частей сравнительно глубокими сопряженными долинами, то они приобретают
облик треугольных пологонаклонных граней, вершинные участки которых являются
денудационными. У подножия западного склона Еловского отрога получили развитие елани
особого вида - пологонаклонные поверхности базальтовых покровов, т.н. планезы.
Хамар-дабанские елани разделяют широкие и протяженные (до 6 км) внутренние дельты,
в низовьях крупных водотоков представляющие собой плоские пологонаклонные поверх¬
ности (средний коэффициент уклона около 0,02). Сложены они в основном валунными
галечниками. Внепоясные формы рельефа в пределах наклонных предгорий представлены
ледниковыми, эоловыми и криогенными образованиями.
Во время последнего плейстоценового похолодания многие ледники южного склона
Тункинских Гольцов спускались к подножию гор, формируя на предгорном откосе конечно¬
моренные комплексы. В постледниковье морены подверглись сильному размыву.
Сравнительно хорошо конечные морены сохранились лишь в двух местах. Во-первых, это
СВ угол Хойтогольской впадины. Здесь межвпадинная перемычка Ниловского отрога
образует с фронтом Тункинских Гольцов угловое соединение. Фронт гор в этом месте
несколько отклоняется к северу, предгорный откос поднимается до абсолютной высоты
1800 м и угловое соединение принимает вид огромного амфитеатра, в который
открываются шесть центростремительно ориентированных ледниковых долин. В центре
амфитеатра, на абсолютной высоте от 1800 до 1200 м располагается обширный комплекс
беспорядочного, с небольшими озерами холмисто-грядового рельефа, сформированного в
результате слияния и наложения конечных морен и нагромождения валов стадиальных
фронтальных и боковых морен.
Второй район находится в Тункинской впадине в месте выхода из гор долин рек Зун- и
Барун-Хандагай. Здесь на абсолютной высоте 780-1100 м расположены слившиеся конечно-
моренные отложения двух ледников, спускавшихся по троговым долинам этих рек. В
пределах хамар-дабанских наклонных предгорий ледниковые накопления полностью
отсутствуют.
Эоловые образования представлены на наклонных предгорьях в основном покровами
лёссовидных супесей, мощностью до 5 м. Распространены они в равной мере как на хамар-
дабанских еланях, так и на конусах выноса в подножии Тункинских Гольцов.
Межвпадинные перемычки. Еловский и Ниловский отроги представляют собой струк¬
турно и морфологически обособленные низкогорные внутририфтовые массивы. От
фронтального уступа Тункинских Гольцов их отделяют надразломные понижения, частично
заполненные пролювиальными и склоновыми отложениями, а от хамар-дабанского свода -
антецедентные участки долины Иркута [21], прорезающие отроги в зонах их сочленения с
хребтом.
Основу Еловского отрога составляет наклоненный на ЮЗ горст, возвышающийся над
днищами впадин на 650 м, при абсолютных высотах до 1427 м. С СВ горст ограничен крутым
тектоническим уступом, на западе же его покатая поверхность плавно переходит в пояс
99

пологонаклонных еланей. С Ю и ЮВ горст сопровождается двумя тектоническими
ступенями, абсолютные высоты которых не превышают 1000 м.
Ббльшая часть Еловского отрога бронирована базальтовыми покровами, придающими
вершинной поверхности поднятия уплощенный характер, и лишь на восточной, наиболее
возвышенной его окраине из-под вулканических образований появляются пологоволнистые,
часто заболоченные участки поверхности выравнивания.
Ниловский отрог аналогичен Еловскому. Это такой же наклоненный на ЮЗ горст,
только более возвышенный (относительная высота достигает 950 м, абсолютная - 1694 м). С
юга он ограничен не низкими тектоническими ступенями, а продольной системой разно¬
высотных горстов с крутыми сбросовыми уступами, далеко выдающейся на запад и
разделяющей Туранскую и Хойтогольскую впадины. Базальтовые покровы здесь бронируют
лишь продольную секцию отрога, тогда как в вершинном поясе основной его части гос¬
подствует пологоволнистый, с заболоченными участками рельеф поверхности вырав¬
нивания.
Горное обрамление рифта
Тункинские Гольцы - это типичные ледниково-эрозионные горы с вертикальным рас¬
членением от 600 до 1200 м. Морфологические ландшафты их вершинного пояса составляют
элементы древнеледниковой морфоскульптуры (рис. 2): кары, цирки, карлинги и острые
гребни, перевальные долины и др. Есть здесь и современное оледенение. Представлено оно
не менее чем десятью небольшими, главным образом, висячими ледничками, распо¬
ложенными в верховьях р. Ара-Ошей, площадь каждого из них не превышает 0,25 км2.
На крайнем СЗ Тункинских Гольцов альпинотипные ландшафты вершинного пояса сме¬
няются мягкими пологоволнистыми формами поверхности выравнивания, активно моде¬
лируемой процессами альтипланации. Основным элементом морфологической структуры
альпинотипного рельефа вершинного пояса любых гор являются кары. В пределах
Тункинских Гольцов насчитывается 534 кара, из них более 50% имеют северную (23,3%) и
северо-восточную (27%) экспозицию, при минимальном числе каров, обращенных на запад и
восток (4,8% и 5,6% соответственно). Такая ситуация типична для гор юга Сибири и, по Л.Н.
Ивановскому [22], является следствием перераспределения снега и его накопления на
подветренных, теневых склонах С и СВ экспозиции.
Размеры каров составляют в среднем от 500 до 700 м в диаметре, а высота их стенок - от
300 до 600 м. Расположение днищ каров по простиранию хребта и на его противоположных
макросклонах сильно различается. В целом, высота днищ каров повышается с востока на
запад: для ЮВ склона с 1800-1900 м до 2400-2550 м, для СЗ - с 1600-1700 м до 2200-2300 м.
Связано это с орографическими особенностями территории, определяющими характер
распределения осадков: сами Тункинские Гольцы ориентированы почти перпендикулярно
основному (СЗ) переносу воздушных масс, а их западный фланг попадает в ветровую тень
расположенных севернее Китойских Гольцов и других хребтов Восточного Саяна. Кары
довольно часто образуют своеобразные ступенчатые долины, так называемые каровые
лестницы, число ступеней в которых не превышает трех, а интервал высот их днищ
составляет до 180 м. Наиболее крупные кары занимают в них, как правило, среднее или
нижнее положение.
Почти все речные долины Тункинских Гольцов прошли стадию ледниковой обработки.
Об этом свидетельствуют их U- и ящикообразные, трапециевидные поперечные и полого
вогнутые ступенчатые продольные профили, а также бараньи лбы, курчавые скалы и
моренные накопления в днищах. Исключение составляет лишь одна из крупнейших долин,
заложенная в широком и глубоком надразломном понижении, - долина р. Кынгарги,
подвергавшаяся оледенению лишь в верховьях.
Классические троги в Тункинских Гольцах встречаются редко. На их северном
макросклоне ледниковые долины часто достигают в длину 30 км и более, при высоте
бортов до 1300-1400 м, и в плане имеют преимущественно дендровидный характер. На
крутом сбросовом южном склоне хребта преобладают короткие (до 6-7 км) и относительно
прямолинейные ледниковые долины, глубина которых не превышает 900 м. В приустьевые
части последних, в зоне краевого сброса, вложены глубокие (до 100 м и более) молодые
эрозионные врезы с крутыми тальвегами и множеством водопадов. Во многих местах
постплейстоценовый врез оказался настолько интенсивным, что полностью уничтожил все
свидетельства ледникового моделирования долины, и первоначальную протяженность
100

ледников иногда можно установить только по конечным моренам, расположенным уже в
предгорьях хребта.
По набору преобладающих процессов мы разделили склоны Тункинских Гольцов на два
типа. К первому типу относятся крутые (50-70° и более), часто скалистые, обильно
изрезанные кулуарами и лавинными лотками стенки каров, цирков и склоны ледниковых
долин. Интенсивная подготовка продуктов выветривания на этих склонах сопровождается
мощными обвалами и осыпями, оползнями, лавинами и склоновыми селями. Склоны этого
типа распространены в гольцовом поясе (начиная с высоты 2000-2200 м), где они являются
преобладающими. Ко второму типу относятся более пологие (в среднем 25-40°) склоны с
развитием в основном криогенных процессов (десерпции, курумообразования), а также
линейной эрозии и оползней. Эти склоны распространены в подгольцовом и горно-таежном
поясах, узкой полосой охватывающих периферическую часть хребта ниже отметок 2000-
2200 м.
Днища каров, цирков и ледниковых долин перекрыты обвально-осыпными шлейфами,
пролювиальными конусами и обнажающимися из-под них моренными отложениями. Во
многих случаях морены существенным образом перерабатываются криогенными процес¬
сами, десерпцией и солифлюкцией, а иногда они преобразуются в языки каменных глет¬
черов - например, в карах, расположенных в верховьях рр. Бол. Шихтолайка и Артемьева.
Олхинское плоскогорье. Максимальных абсолютных высот (1500 м) Олхинское
плоскогорье достигает в своей ЮЗ части, где обрывается в рифтовые впадины крутым
тектоническим уступом, а к СВ оно постепенно понижается до отметок 700-800 м и меньше.
Вертикальное расчленение составляет в среднем 200-300 м, редко достигая 500-600 м. На
большей части плоскогорья сохранился мягкий, увалистый рельеф древней поверхности
планации с характерными коническими останцами.
Исходя из геологической обстановки района, можно предположить, что в состав
поверхности выравнивания могут входить и фрагменты т.н. протопенеплена [23]. Олхинское
плоскогорье является наклонно приподнятой окраиной Сибирской платформы, лишенной
чехла осадочных образований. Последние выклиниваются на самом севере поднятия,
обнажая при этом докембрийскую денудационную поверхность кристаллического фунда¬
мента - древнейший пенеплен, который входит в состав более молодого мел-палеогенового
уровня планации.
Речные долины Олхинского плоскогорья, как правило, широкие, с плоскими заболочен¬
ными днищами и пологими склонами, развитие которых обусловлено в основном
десерпцией, курумообразованием и линейной эрозией. И лишь к окраинам поднятия,
особенно к ЮЗ, долины углубляются, становятся V-образными, увеличивается крутизна их
тальвегов.
Западный Хамар-Дабан (абс. высоты до 2994 м) - это широтно-ориентированный горный
хребет с сибиретипным рельефом, т.е. с широкими, караваеподобными междуречьями и
глубокими (до 1000 м) крутосклонными долинами. В его вершинном поясе господствуют
уплощенные поверхности неоген-четвертичных базальтовых покровов [24] либо
выступающих из-под них фрагментов поверхности выравнивания (рис. 2). Существенным
элементом морфологических ландшафтов вершинного пояса являются каменные поля и
потоки.
Современное оледенение в Западном Хамар-Дабане отсутствует, а древнее охватывало
лишь осевую, наиболее возвышенную область преимущественно северного макросклона
поднятия. Масштаб его проявления заметно увеличивается к востоку, хотя абсолютные
высоты хребта в этом направлении понижаются. Аналогично снижается и высотный
уровень расположения днищ каров: если в центральной части хребта он составляет 2150—
2300 м, то в его восточной части - уже 1700-1950 м. Обусловлено это теми же причинами,
что и в Тункинских Гольцах, только Западный Хамар-Дабан попадает еще и в ветровую
тень от самих Тункинских Гольцов.
Кары в Западном Хамар-Дабане распространены спорадически. Их средние размеры
составляют 300-500 м в диаметре при высоте стенок от 100 до 400 м. Всего здесь
насчитывается 176 каров, максимальное число которых ориентировано на ЮВ (28%) и
В (16%), в то время как на Ю лишь 6,3%, а на 3-5%. Такая картина свидетельствует о том,
что роль перераспределения снега в формировании местных каров еще более значима, чем
в Тункинских Гольцах.
Ни один из ледников Западного Хамар-Дабана не достигал его подножий. Почти все
долины на большем их протяжении лишены каких-либо следов ледниковой обработки и
101

имеют V-образные поперечные профили и невыработанные пологовыпуклые продольные.
Лишь верховья наиболее крупных рек, например, Б. Быстрой, Тумусуна или Б. Зангисана,
берущих свое начало в осевой части хребта, имеют расширенные троговые участки с
гирляндами озер и висячими долинами.
Склоны Западного Хамар-Дабана развиваются под влиянием преимущественно
криогенных процессов (курумообразования, десерпции, солифлюкции), а также линейной
эрозии и оползней. И лишь в небольшой части поднятия, находящейся в гольцовой зоне
(которая охватывает область гор начиная с высот 1700-2000 м и подверглась ледниковому
моделированию), приобретают значение склоны с развитыми на них гравитационными
процессами.
В Западном Хамар-Дабане выделяется три геоморфологических района: Хэвен-Дзалу-
Урийн-Сарьдигский, Харагульский и Хангарульский (рис. 1). Первый - это расположенное в
гольцовом поясе пологонаклоненное на юг вулканическое плато с абс. высотами до 2534 м
и относительными порядка 200-300 м. Основной элемент его морфологических ландшаф¬
тов - невысокие столовые возвышенности, подверженные интенсивному моделированию
процессами альтипланации, сформировавшими характерный террасированный микро¬
рельеф. Свидетельства ледникового морфогенеза здесь отсутствуют.
Харагульский район (абс. высоты до 2994 м, относительные 400-800 м) - это массивная,
наиболее возвышенная область Западного Хамар-Дабана, практически лишенная базальто¬
вых покровов. Последние распространены лишь в узкой полосе у самого основания свода:
там они бронируют гребни отдельных боковых хребтов и "ныряют" под осадки впадин.
Основу морфологических ландшафтов вершинного пояса этого района составляют фраг¬
менты пологоволнистой поверхности выравнивания. Примечательными элементами поверх¬
ности выравнивания являются ее прогибы - сарамы, иногда заполненные, по [24], неоген-
четвертичными аллювиальными и озерно-болотными отложениями.
Хангарульский район (абс. высоты до 2623 м) - сильно расчлененный (до 1000 м) горный
узел с водоразделами, бронированными базальтами, которые образуют вершинные плато,
столовые горы и небольшие "шапки" - отпрепарированные денудацией остатки некогда
сплошного покрова. Активное развитие в этом районе получили процессы альтипланации,
поэтому рельеф вершинного пояса выше границы леса представляет собой сочетание
плоских террасированных поверхностей, расчлененных короткими ложками, широких
заболоченных седловин, а также останцов нивационного разъедания. В некоторых местах
из-под базальтовых покровов выходят фрагменты поверхности выравнивания.
Заключение
В настоящей работе автор не преследовал цели решить все проблемы геоморфологии
Тункинского рифта. Это весьма объемная и сложная работа, которую еще предстоит
выполнить. Мы описали лишь общую структуру рельефа, акцентировали внимание на тех
моментах, которые, на наш взгляд, являются наиболее важными.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Флоренсов НА. Мезозойские и кайнозойские впадины Прибайкалья. М.-Л.: Изд-во АН СССР, 1960.
258 с.
2.	Логачев НА. Кайнозойские континентальные отложения впадин байкальского типа // Изв. АН СССР.
Сер. геол. 1958. № 4. С. 18-29.
3.	Черский ИД. Еловский отрог как связь между Тункинскими Альпами и Саяном // Известия СО ИРГО.
1875. Т. VI. №4. С. 137-183.
4.	Ламакин В.В. Прошлое рельефообразование в Тункинском Прибайкалье // Землеведение. Т. XXXVII.
Вып. 1. М.-Л.: ОНТИ, 1935. С. 1-26.
5.	Путеводитель экскурсий А-13 и С-13. Прибайкалье. XI конгресс Межд. союза по изуч. Четв. периода
(ИНКВА). М.: ВИНИТИ, 1981. 43 с.
6.	Уфимцев Г.Ф., Джанотта А., Перевалов А.В. и др. Эоловые ландшафты Тункинской долины // Геогра¬
фия и природные ресурсы. 1999 г. № 1. С. 65-70.
7.	Уфимцев Г.Ф., Перевалов А.В., Резанова В.П., Щетников А А. Ряд погружения вулканов Тункинской
впадины // Изв. ВУЗов. Геология и разведка. 1999. № 4. С. 158-160.
8.	Булмасов А.П. Структура и аномалии силы тяжести криогенного происхождения в Прибайкалье // Гео¬
логия и геофизика. 1963. № 2. С. 75-85.
102

9.	Замараев С.М. Гравитационный тектогенез в осадочной толще впадины озера Байкал // Круговорот
вещества и энергии в озерных водоемах. Новосибирск: Наука, 1975. С. 418-423.
10.	Лопатин Д.В. Геоморфология восточной части Байкальской рифтовой зоны. Новосибирск: Наука, 1972.
115 с.
11.	Выркин В.Б. Современное экзогенное рельефообразование котловин байкальского типа. Иркутск: Изд-
во ИГ СО РАН, 1998. 175 с.
12.	Мартьянова Г.Н., Снытко В.А., Щипек Т. Признаки современных эоловых процессов в тункинских
котловинах (Юго-Западное Прибайкалье). Иркутск: ИГ СО РАН, 1998. 56 с.
13.	Флоренсов Н.А., Лоскутова Н.В. Новые данные о тункинских вулканах (Западное Прибайкалье) // Изв.
АН СССР. Сер. геол. 1953. № 5. С. 96-104.
14.	Щетников А.А. Структура и морфодинамика бортов Тункинской системы впадин // География и
природные ресурсы. 1999. № 4. С. 75-82.
15.	Тектоника и вулканизм юго-западной части Байкальской рифтовой зоны / Отв. ред. Н.А. Флоренсов.
Новосибирск: Наука, 1973. 135 с.
16.	Пиннекер Е.В., Писарский Б.И., Ломоносов И.С. u др. Гидрогеология Прибайкалья. М.: Наука, 1968.
170 с.
17.	Уфимцев Г.Ф. Геоморфологическая практика в Прибайкалье. Иркутск: Изд-во ИГУ, 1995. 148 с.
18.	McCalpin James Р., Khromovskikh V.S. Holocene paleoseismicity of the Timka fault, Baikal rift, Russia //
Tectonics. 1995. Vol. 14. № 3. P. 594-605.
19.	Сейсмотектоника и сейсмичность юго-восточной части Восточного Саяна / Отв. ред. В.П. Солоненко.
Новосибирск: Наука, 1975. 134 с.
20.	Лукина Н.В. Четвертичные движения по разломам юго-западного фланга Байкальской рифтовой зо¬
ны // Геотектоника. 1989. № 2. С. 89-100.
21.	Щетников А.А., Уфимцев Г.Ф., Сковитина Т.М. Антецедентные долины Южного Прибай¬
калья // География и природные ресурсы. 1997. № 4. С. 86-95.
22.	Ивановский Л.Н. Оледенение гор и рельеф // Проблемы экзогенного рельефообразования. М.: Наука,
1976. Книга 1.С. 90-188.
23.	Коржу ев С.С. Происхождение и возраст рельефа Восточной Сибири и некоторые общие вопросы
геоморфологии // Автореф. дис. ... докт. геогр. наук. М.: Ин-т географии АН СССР, 1969. 42 с.
24.	Киселев А.И., Медведев М.Е., Головко Г.А. Вулканизм Байкальской рифтовой зоны и проблемы
глубинного магмообразования. Новосибирск: Наука, 1979. 198 с.
ИЗК СО РАН, Иркутск
GEOMORPHOLOGY OF TUNKIN RIFT
Поступила в редакцию
27.09.99
А.А. SCHETNIKOV
Summary
The Tunka rift consists of several Baikal type basins and low mountain ridges separated them. Tunka rift is edged
by alpine Tunka Goltsy and Olkha low tableland from the north and by Siberian-type mountains of the Western
Khamar-Daban with the large volcanic plateau - from the south. The rift has a full set of morphologic elements typical
for the dry rift vallyes in the south of East Siberia; these elements are represented in their normal form. Therefore the
Tunka rift may be considered as a morphotype of this type of rift basins. The relief of the rift and adjacent mountains
may be divided into five belts: belt of plains and belt of tilted piedmonts within the rift valley; apical belt, belt of
slopes and belt of valleys’ bottoms within its mountain frame. In addition there are large group of interzonal landforms.
103

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 2
апрель-июнь
2001
ХРОНИКА
XXV ПЛЕНУМ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОЙ КОМИССИИ РАН
Проведенный впервые в г. Белгороде с 19 по 22 сентября 2000 г. XXV Пленум Геоморфологической
комиссии РАН был посвящен проблемам экологической геоморфологии. В рамках Пленума ГК обсуждались
доклады по общим теоретическим вопросам геоморфологии; современным проблемам и задачам эколо¬
гической геоморфологии; методике и результатам эколого-геоморфологического картографирования;
современным эколого-геоморфологическим проблемам и результатам их решения в пределах
Центральночерноземного региона и, в частности, в Белгородской области.
Для участия в работе Пленума ГК поступили заявки и тезисы от 210 исследователей из шести стран -
России, Украины, Казахстана, Грузии, Польши, Белоруссии, представляющие 62 организации из 35 городов
от Катовице из Польши до Благовещенска, от Санкт-Петербурга до Тбилиси. Все заявленные тезисы
опубликованы в сборнике "Проблемы экологической геоморфологии" в издательстве Белгородского
государственного университета общим объемом 29,8 печатных листов под редакцией научного руководителя
Пленума Д.А. Тимофеева и редколлегии в составе: председателя оргкомитета XXV Пленума
Г.Н. Григорьева, В.А. Хрисанова и В.П. Чичагова. Отрадно отметить, что в Белгород приехали 39 иного¬
родних участников и вместе с местными специалистами в работе Пленума приняли участие 55 человек из
15 городов России и Украины.
Заседания проходили 19, 20 и 21 сентября. На первом пленарном заседании были заслушаны доклады
Д.А. Тимофеева и В.П. Чичагова "40 лет геоморфологической комиссии РАН", Э.А. Лихачевой "Цели и
задачи экологической геоморфологии", Д.А. Лилиенберга "Современная геодинамика и экологическая
геоморфология", А.П. Дедкова "Климатические типы денудационной планации рельефа", В.А. Хрисанова
"Роль современного геоморфогенеза в формировании опасных эколого-геоморфологических ситуаций
молодых горных стран". Коллективный доклад украинских геоморфологов "Украинская геоморфологическая
школа: истоки, становление, взгляд в будущее" представила В.П. Палиенко.
На вечернем заседании Пленума ГК с докладами выступили: В.А. Брылев ("Итоги эколого-гео¬
морфологических исследований Нижнего Поволжья"), О.А. Борсук ("Рельеф как природное и культурное
наследие"), Ю.В. Ефремов ("Основные критерии эстетического восприятия рельефа"), С.К. Горелов
("Принципы регионального эколого-геоморфологического районирования"), А.Н. Ласточкин ("Геоморфо¬
логические основания геоэкологии ландшафта"), Б.И. Кочуров ("Региональные интересы и природные
возможности устойчивого и сбалансированного развития территорий"), В.В. Стецюк ("Место экологической
геоморфологии в географической науке и ее методологические дефиниции") и В.М. Литвин ("Рельеф дна
океана и геоэкология подводных ландшафтов").
В следующие два дня работы Пленума были заслушаны и обсуждены доклады В. Вад. Бронгулеева,
В.А. Ульянова, Ф.А. Романенко, Л.А. Некрасовой, О.А. Чичаговой, В.Н. Голосова, А.В. Панина (Москва),
В.М. Смольянинова, В.И. Шмыкова (Воронеж), Ю.В. Силецкого, Р.А. Спицы, М.Л. Аристова, Э.Т. Палиен¬
ко (Киев), А.Н. Петина, А.Б. Морошникова, Г.Н. Григорьева, Ф.Н. Лисецкого, Л.Л. Новых, М.М. Яков-
чука (Белгород) и других авторов.
В прениях были подчеркнуты достижения российских и украинских геоморфологов в новом направлении -
экологической геоморфологии.
Для участников XXV Пленума были организованы научные экскурсии в окрестностях г. Белгорода с
посещением мелового карьера и береговой зоны Белгородского водохранилища. Особый интерес у участ¬
ников конференции вызвали научные экскурсии по Белгородской области. Во время экскурсии на Лебе¬
динский карьер (где разрабатывается открытым способом крупнейшее месторождение железной руды в
районе Курской магнитной аномалии) участник Пленума А.М. Бабец познакомил гостей с рекультива-
ционными работами на отвалах и на хвостохранилище. Гости увидели своими глазами как обустроен город
104

горняков - Губкин, как решаются экологические проблемы на разных объектах Лебединского ГОКа и как
организован досуг работников ЛГОКа в оздоровительном лагере "Лесная сказка". Увиденное на разных
объектах ЛГОКа позволяет сделать вывод о том, что при проведении всех запланированных природо¬
охранных мероприятий в интенсивно осваиваемых регионах вполне возможно сосуществование таких
крупных промышленных объектов и человека.
На заключительном заседании Пленума, проходившем в упомянутой выше "Лесной сказке" Лебедин¬
ского ГОКа, была принята резолюция, в которой подчеркивается, что новое направление науки-эко¬
логическая геоморфология - сформировалось и отвечает современным задачам науки и практики.
Участники Пленума с удовлетворением отметили активизацию исследований Белгородских геоморфо¬
логов и выразили глубокую признательность организаторам - сотрудникам кафедры географии БелГУ - за
отличную организацию всей работы Пленума.
Г.Н. Григорьев, В.А. Хрисанов
15-ое ПЛЕНАРНОЕ СОВЕЩАНИЕ МЕЖВУЗОВСКОГО
НАУЧНО-КООРДИНАЦИОННОГО СОВЕТА ПО ПРОБЛЕМЕ ЭРОЗИОННЫХ,
РУСЛОВЫХ И УСТЬЕВЫХ ПРОЦЕССОВ ПРИ МГУ.
3-5 октября 2000 г. в Волгограде на базе Волгоградского государственного педагогического универ¬
ситета состоялось 15-ое пленарное совещание Межвузовского совета по проблеме эрозионных, русловых
и приустьевых процессов, которое совпало с 15-тилетием начала работы Совета. Столь длительный срок
существования и активная деятельность не финансируемого научного сообщества, (кроме пленарных про¬
водились еще и рабочие совещания, и встречи молодых ученых, регулярно издавались сборники материалов
совещаний) объясняются все возрастающим интересом геоморфологов к исследованиям современных флю -
виальных процессов как к основе палеогеоморфологических реконструкций, эколого-геоморфологического
анализа и обоснований проектов строительства гидротехнических сооружений.
Доброжелательность и взаимное внимание к работам коллег, особенно начинающих научные исследо -
вания, характерные для работы совещаний и Совета способствовали продвижению и выработке консенсуса
в решении и понимании ряда дискуссионных проблем флювиальной геоморфологии, таких как причины и
механизм деградации верховьев речной сети, классификация и генезис овражно-балочных форм, а также
распространению новейших методов исследований.
В работе волгоградского совещания принимали участие специалисты из 12 вузов России и Белоруссии.
Было заслушано более 40 докладов и сообщений, во многих из которых особое внимание уделялось процес¬
сам эрозии и дефляции почв, русловым процессам и проблемам флювиального рельефообразования в южных
регионах Европейской части России и в нижнем Поволжье, в частности.
Широкий диапазон флювиальных исследований, комплексность и повышенное внимание к антропо¬
генным составляющим современного рельефообразования отразились в докладах и сообщениях сотрудников
Волгоградского педагогического университета. В докладе В.А. Брылева рассматривалась эволюция плано¬
вого положения долин палео-Дона и палео-Волги с миоцена, в ходе которой преобладание донского на¬
правления стока сменилось (в конце неогена) волжским. Современное экологическое состояние речных си¬
стем определяется техногенными преобразованиями стока. Анализируя загрязненность основных речных
систем региона, автор оценивает их как "умеренно-загрязненные" или "загрязненные" и предлагает в каче¬
стве одного из водоохранных мероприятий создание системы природных парков в долинах рек.
Конкретные оценки интенсивности, специфики и территориального распределения комплекса современ¬
ных флювиальных процессов на склонах и водосборах малых рек юга Приволжской возвышенности
прозвучали в сообщениях сотрудников ВПУ С.Ю. Басовской, Н.П. Дьяченко, Н.О. Рябининой, А.В. Селез¬
невой и Е.Н. Стрельцовой. Общий вывод - естественные условия региона весьма существенно преобразо¬
ваны антропогенным воздействием на ландшафты, приводящим к опасной активизации современных процес¬
сов рельефообразования.
Детальный анализ взаимовлияния русловых и оползневых процессов на территории Волгоградской
агломерации с учетом смены литологии пород истории формирования русла, типа хозяйственного использо -
вания земель выявил необходимость учета генезиса и специфики процессов для обоснования охранных
мероприятий (доклад Н.А. Самуся, ЗАО "Радон").
Ю.И. Васильев и А.Н. Сажин на основе гипотезы ведущей роли климатических факторов дефляции и
анализа глобальных изменений атмосферного увлажнения, прогнозируют высокую вероятность увеличения
интенсивности дефляции на всем юге Европейской территории России в ближайшие 30-40 лет.
105

Результаты исследований формирования водного режима, динамики потока и наносов и русловых
процессов в устьевой области Волги обсуждались в докладе Н.И. Алексеевского, В.Н. Коротаева и
В.Н. Михайлова (МГУ). Влияние двух основных факторов: вариабельность стока Волги и колебание уровня
Каспия, оцениваются дифференцированно для верхней, средней и нижней зоны дельты, и если в первых
двух зонах водный режим определяется речным стоком, то в нижней зоне влияние реки преобладает лишь
при низком стоянии уровня моря. Для дельты в целом характерно преобладание современных процессов
отмирания рукавов и накопления аллювия, в то время как оставшиеся активными водотоки углубляют
и расширяют свои русла, что представляет большую опасность для инженерных сооружений. Проблемы
современного руслоформирования на Волге и его влияния на пойменные ландшафты, судоходство, инженер¬
ные сооружения обсуждались Р.Д. Фроловым (Волжская академия водного транспорта), В.Н. Коротаевым
(МГУ), Е.П. Булановым (ОАО НИИЭС), И.В. Настасия (ВПУ).
А.А. Беляков (Московская академия водного транспорта) предложил оригинальную концепцию регули¬
рования водных ресурсов путем создания водохранилищ и шлюзов от истоков до устья на всех судоходных
реках России. Р.С. Чалов, С.Н. Рулева и А.В. Чернов (МГУ), анализируя динамику дноуглубительных работ
с начала 50-х годов, пришли к выводу о необходимости проведения таких мероприятий для поддержания
стабильности природно-техногенных речных систем, в которые превратились за эти годы судоходные реки.
В сообщении К.М. Берковича и Л.А. Турыкина (МГУ) показаны негативные последствия добычи руслового
аллювия для строительства.
Н.Б. Барышников, Л.В. Злотина и А.В. Чернов показали взаимосвязи гидравлики потока половодья
с морфологией пойменных массивов, пойменными ландшафтами и возможностями их рационального и эко¬
логически безопасного использования. Связи гидрологических характеристик с морфологией поймы были
использованы В.Г. Линником (ГЕОХИ РАН) для оценки распределения радионуклидов в пойме р. Теча.
Достаточно внимания было уделено методам оценки и прогноза эрозии на склонах (сообщения
М.Н. Кумани, Курский педагогический университет; А.И. Золотова, А.А. Шкляра и Е.Г. Верилова,
Ульяновский педагогический университет). Л.Ф. Литвиным (МГУ) изложены методические основания оценки
эрозии почв при экологических прогнозах, подчеркнуты их существенные отличия от методов оценок
эрозионной деградации почв, в частности, обязательностью учета интенсивности аккумуляции склоновых
наносов и более строгой дифференциации талой и ливневой составляющих делювиальных процессов, не¬
обходимостью учета единичных экстремальных эпизодов эрозии. Сотрудники Белорусского университета
Н.Н. Цибулька, А.Ф. Черныш, И.И. Жукова сообщили о результатах верификации различных моделей
эрозии многолетними фактическими данными стоковых площадок. Важный вывод - оценки ливневого смыва
с помощью Универсального уравнения эрозии для зоны дерново-подзолистых почв Белоруссии наиболее
адекватны натуре.
Значительное внимание на совещании было уделено современному распространению и прогнозу развития
линейных эрозионных форм - оврагов и балок. Общие вопросы их развития рассмотрены в работах Казан¬
ской школы исследователей. Работы, выполненные под руководством А.П. Дедкова, Г.П. Бутакова и
В.И. Мозжерина, касаются вопросов ритмичности изменения эрозионных процессов и возможности на этой
основе прогнозирования скоростей роста овражных форм. На примере востока Русской равнины выявлена
тенденция снижения скоростей роста оврагов во второй половине XX века.
Истории развития линейных эрозионных форм посвящены доклады О.П. Семенова и С.В. Хруцкого
"Продольные профили верхних звеньев эрозионной сети и закономерности их формирования", а также
доклад А.В. Панина "Естественные эрозионно-аккумулятивные процессы в балках", в котором
восстанавливается история процессов на трех объектах - балках, расположенных в разных природных зонах:
сухая степь, лесостепь, смешанный лес. Выявлены общие черты и различия в периодах заполнения наносами
балочных форм.
В докладе Е.Ф. Зориной, З.П. Кирюхиной, И.И. Никольской и С.Д. Прохоровой рассмотрена взаимо¬
связь процессов смыва и линейной эрозии, которые, несмотря на общность механизмов, достаточно авто¬
номны по формам проявления и особенностям функционирования. На примере бассейна р. Дон выявлена
возможность прямой и обратной связей между этими процессами и их общий вклад в величину модуля стока
речных наносов.
Интерес вызвало сообщение С.Н. Ковалева о влиянии овражно-балочных систем на развитие городов.
На примере Брянска, Смоленска и др. рассмотрены различные уровни взаимодействия овражно-балочных
систем и развития города.
Представленные доклады по региональным исследованиям, затрагивают как природные особенности
территорий и связанные с ними особенности оврагообразования, так и выявленные на примерах регионов
общие тенденции развития оврагов.
В работе Р.А. Кравченко рассматривается связь роста склоновых оврагов по бортам балочных форм
с продвижением в днище балки донных врезов, чередование зон эрозии и аккумуляции по длине балок,
активизация оврагообразования в унаследованных формах. Анализ первичного рельефа позволяет автору
предложить оригинальную схему прогноза развития линейной эрозионной сети.
106

В докладе А.В. Селезневой приведены количественные характеристики густоты овражного расчленения
территории Волгоградской области, варьирующие от 0,1 до 4,0 км/км2. Наиболее активно развивающаяся
овражная сеть отмечена на правобережье Медведицы, Иловли и Волги. Описание интересных оврагов
Витошенского леса в Нижегородской области, названных авторами "висячевидными", приведено в докладе
Б.И. Фридмана и С.Н. Пияшевой.
В обстоятельном сообщении И.И. Рысина показана тенденция развития овражной сети в Удмуртии на
основе обработки и анализа аэрофотосъемок, сделанных с интервалом 23-25 лет. Выявлена тенденция
развития сети: сокращение ее протяженности и увеличение количества оврагов. Для прогноза развития
рекомендуется метод математического моделирования, позволивший определить скорости роста оврагов
в 1999 году как минимальные, и на основе цикличности процесса прогнозировать их резкое увеличение
в 2002-2003 гг.
Оригинальные доклады были представлены по теме, которую можно назвать "линейная эрозия и ис¬
пользование земель под строительство и прокладку дорог". В докладе Л.М. Лапташкиной (Чувашский
университет) рассматривается влияние эрозионных процессов на формирование и развитие региональной
транспортной сети. Интересен подход к прокладке транспортных артерий на заовраженных землях, разли¬
чающийся в зависимости от типов и категорий дорог.
В работе Т.Н. Чернышевой (Казанский университет) показана целесообразность расчета и выделе¬
ния приводораздельного пояса отсутствия овражно-балочного расчленения в речных бассейнах Среднего
Поволжья.
Главные впечатления от работы совещания - в вузах продолжается и даже активизируется научная
работа, несмотря на общеизвестные трудности - многие из желавших участвовать не смогли этого сделать
по финансовым причинам. Сохранен и достаточно высокий методический уровень работ. При этом заметна
явная тенденция к синтезу и историзму, к тщательному анализу пространственно-временной динамики гео¬
морфологических процессов и явлений на основе количественных моделей и показателей. В практической
направленности исследований также произошел сдвиг в сторону экологических оценок и прогнозов.
Материалы совещания были опубликованы и знакомство с ними может оказаться полезным широкому
кругу географов и геоморфологов, в том числе и тех, чьи научные интересы не связаны с исследованием
современных процессов рельефообразования.
Е.Ф. Зорина, Л.Ф. Литвин
107

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 2
апрель-июнь
2001
ПОТЕРИ НАУКИ
Памяти Алексея Ивановича Спиридонова
3 июля 2000 г. не стало Алексея Ивановича Спиридонова, выдающегося геоморфолога современности,
старейшего преподавателя, заслуженного профессора Московского государственного университета
им. М.В. Ломоносова. Ушел из жизни последний из легендарного поколения, стоявшего у колыбели
Географического факультета. Учитель многих поколений геоморфологов.
Алексей Иванович родился 14 марта далекого 1910 г. в семье церковного портного, потомка крестьян
подмосковного села Ильинского. Среди хороших знакомых отца было много интеллигентных, высоко¬
образованных людей. И, вероятно, поэтому Алексей Иванович на всю жизнь полюбил искусство, особенно
музыку. Даже в последние годы жизни его можно было встретить на концертах, спектаклях и худо¬
жественных выставках. Кроме того, он с детства отличался способностями к точным наукам и любовью к
природе. С 1927 по 1931 гг. он учился на Физико-математическом факультете Московского университета, в
составе которого тогда было географическое отделение. Особенно значительное влияние на А.И. Спи¬
ридонова оказал один из первых геоморфологов нашей страны А.А. Борзов.
После окончания университета Алексей Иванович работал в ЦНИИГАИКе. Не случайно темой своей
первой статьи, вышедшей в 1936 г., он выбрал принципы построения геоморфологической карты. В 1935 г.
он возвращается в МГУ, на образованный незадолго до этого Почвенно-географический факультет. Его
основная научная деятельность тогда была посвящена изучению геоморфологии центральных районов
России, крупнейшим знатоком которых он оставался и в дальнейшем. Блестяще написанные, содержащие
много фактического материала и сопровождающиеся оригинальными картами статьи этого периода не
устарели и сейчас.
В 1939 г. надвигающаяся война прервала научную деятельность. Алексей Иванович начал службу
рядовым, а окончил ее младшим лейтенантом. К счастью, во время Великой Отечественной войны он
работал близко к своей гражданской специальности - был занят картографическим обеспечением армии.
В 1946 г. А.И. Спиридонов снова и теперь уже до конца жизни возвращается в МГУ, на созданную в
1944 г. кафедру геоморфологии, где заведующим был один из его учителей, классик отечественной гео¬
морфологии И.С. Щукин. Алексей Иванович внес огромный вклад в дело организации и становления
кафедры, в том числе он был и.о. заведующего кафедрой, заместителем заведующего по учебной работе,
одним из организаторов летней практики в Красновидово.
А.И. Спиридонов - автор более чем 200 работ. Среди них несколько монографий, учебников и учебных
пособий, некоторые из которых переведены на английский, немецкий, испанский, китайский, вьетнамский,
чешский, болгарский и др. языки. Особенно известны его труды по геоморфологическому картографи¬
рованию и методике геоморфологических исследований. Среди них настольная книга многих геоморфологов,
особенно полевиков - "Основы общей методики полевых геоморфологических исследований и геоморфоло¬
гического картографирования" (1-е издание 1970 г.).
Глубоко разрабатывал Алексей Иванович многие проблемы происхождения рельефа районов древних
покровных оледенений: роль мертвых льдов, генезис покровных суглинков, классификация древне-
ледникового рельефа. Многое им сделано и в других областях геоморфологии, особенно в ее разделах,
связанных с действием экзогенных факторов. Интересные работы посвящены развитию овражно-балочного
и долинного рельефа равнинных стран, склонам и склоновым процессам, системно-структурному анализу
рельефа, агроэкологической оценке земель, геоморфологическим терминологии и районированию. С мото -
дых лет Алексей Иванович участвовал в многочисленных экспедициях по Русской равнине, Сибири,
Дальнему Востоку, Манчьжурии, Кубе, Вьетнаму. Кроме работ по геоморфологии центральных районов
России его перу принадлежат труды по рельефу многих других регионов Русской равнины, а также Карпат,
Крыма, Кавказа, что помогло ему издать в 1978 г. монографию "Геоморфология Европейской части СССР".
108

Под его руководством более 20 аспирантов защитили кандидатские диссертации, а двое из них стали
докторами наук. Невозможно сосчитать студентов готовивших под его руководством курсовые и дипломные
работы, которых он водил на экскурсии на летних практиках в Крыму, Карпатах, Хибинах, Подмосковье.
Курсы лекций А.И. Спиридонова по общей геоморфологии, геоморфологии Европейской части СССР,
методике полевых исследований, гляциальной геоморфологии слушали не только студенты Географического
и Почвенного факультетов МГУ, но также университетов Твери, Воронежа, Казани, Владивостока, Киева,
Минска, Еревана, Тбилиси, Бишкека, Оша, Ташкента и др. городов бывшего СССР, а также за рубежом -
на Кубе и во Вьетнаме. Именно А.И. Спиридонов был одним из создателей геоморфологической школы
Вьетнама.
Много лет А.И. Спиридонов был председателем геоморфологической комиссии Московского филиала
Географического общества, членом Ученого совета Географического факультета, Научно-технического со¬
вета Лаборатории эрозии почв и руеловых процессов. До последних лет он сохранял творческую активность,
читал спецкурс по гляциальной геоморфологии, вел большую научно-методическую и редакционную работу.
Несмотря на свою доброжелательность и отзывчивость Алексей Иванович был строг в путях дос¬
тижения научной истины. Доказательства тому его глубоко продуманные и обоснованные замечания и
критические выступления на научных конференциях и семинарах, участие в научных дискуссиях, в том числе
на страницах журнала "Геоморфология".
От нас ушел не только крупный ученый, но и человек высочайшего нравственного уровня и интеллекта,
мудрый старший товарищ, добрый и надежный друг. Светлую память об Алексее Ивановиче мы сохраним
навсегда.
Кафедра геоморфологии и палеогеографии
Географического факультета МГУ,
Лаборатория геоморфологии ИГРАН,
Геоморфологическая комиссия РАН,
Редколлегия журнала "Геоморфология”
109

Памяти Льва Георгиевича Никифорова
10 октября 2000 года скоропостижно скончался доктор географических наук, профессор Московского
государственного университета Лев Георгиевич Никифоров. Внезапно ушел из жизни добрый друг, коллега,
известный ученый, неутомимый исследователь морских берегов, большой жизнелюб, талантливый
художник, интересный рассказчик, обладавший удивительным обаянием и уникальным чувством юмора. Он
умел создать вокруг себя дружескую атмосферу, где легко и свободно чувствовал себя каждый, общавшийся
с этим незаурядным человеком. Во многом благодаря ему такая атмосфера сложилась на кафедре
геоморфологии и палеогеографии Географического факультета, где он работал и на базе учебной
студенческой практики в Сатино (Калужская обл.), патриотом которой был Лев Георгиевич.
Л.Г. Никифоров прочно связал свою судьбу с Географическим факультетом МГУ, пройдя большой путь
от студента до профессора и заведующего кафедрой. Он закончил Географический факультет МГУ в
1956 г., три года работал в Комплексной геологической экспедиции АН СССР, затем поступил в
аспирантуру родного факультета. После защиты кандидатской диссертации в 1961 г. был оставлен на
кафедре геоморфологии, где и трудился до последних дней своей жизни. Ученую степень доктора
географических наук получил в 1973 г., звание профессора - в 1975 г. Он стал преемником проф. О.К.
Леонтьева на посту заведующего кафедрой геоморфологии (1986-1988 гг.) и только тяжелая болезнь не
позволила полностью осуществить многие интересные идеи по развитию этого крупного
геоморфологического коллектива. Однако болезнь не сломила его, и вернувшись на кафедру, он продолжал
активно участвовать во всех ее начинаниях.
Л.Г. Никифоров известен как крупный специалист в области морской геоморфологии, он был
организатором и участником многих научных исследований морских берегов в бывшем СССР и за рубежом.
Он автор более 130 опубликованных работ (в том числе 11 монографий). Особенно много Л.Г. Никифоровым
сделано в области структурной геоморфологии морских побережий: доказана тесная связь береговых
аккумулятивных форм типа баров с погребенными антиклинальными складками, выявлены специфические
абразионные формы берегового рельефа, фиксирующие структурные особенности побережья, обнаружены
признаки нефтегазоносных тектонических и погребенных рифтовых структур.
Работы Л.Г. Никифорова на берегах Каспийского, Азовского, Балтийского, Черного морей, на
побережьях Чукотки, Камчатки, Сахалина, Адриатики, на островах Тихого и Индийского океанов позволили
рассмотреть вопросы зональности морских берегов, влияния комплекса природных факторов на
формирование разных типов берегов в различных климатических и тектонических зонах, что особенно важно
при прогнозе реакции береговой зоны на ожидаемый подъем уровня Мирового океана в связи с "парниковым
эффектом". В трудах Л.Г. Никифорова получило дальнейшее развитие учение о поперечном перемещении
наносов, исследованы вопросы формирования и глобального распространения береговых баров как основных
аккумулятивных форм, связанных с подачей осадочного материала со дня моря.
Л.Г. Никифоров постоянно выполнял ответственную научно-организационную работу. В течение ряда
лет он был научным координатором междисциплинарной темы ЮНЕСКО "Комплексные географические
110

исследования островных экосистем Мирового океана в целях их охраны и рационального использования".
Результаты этих исследований - разработка классификации коралловых рифов и тропических островов,
выявление природных связей островных экосистем и антропогенного влияния на их природную среду,
рекомендации по рациональному использованию ресурсов островных экосистем разного типа. В разные годы
Л.Г. Никифоров был членом экспертного совета ВАК по наукам о Земле, председателем Комиссии по
геоморфологии, палеогеографии, криолитологии и картографии Секции географии Госкомитета СССР по
народному образованию, непременным членом рабочей группы "Морские берега" Совета РАН по проблемам
Мирового океана, председателем геоморфологической подсекции Научного Совета по комплексному
изучению проблем Каспийского моря, членом Ученого совета Географического факультета, членом-
корреспондентом Комиссии по речным и морским равнинам Международного Географического Союза.
Л.Г. Никифоров был талантливым педагогом и прекрасным воспитателем, вел большую учебную
работу, читая курсы лекций по геоморфологии морских берегов и физической географии материков и
океанов, руководил учебными и производственными практиками, курсовыми и дипломными работами
студентов и квалификационными работами аспирантов. Под его руководством защищено 15 кандидатских
диссертаций. Помимо учебной работы в МГУ, он неоднократно выезжал с чтением лекций в университеты
Баку, Еревана, а также в Югославию, Болгарию и Вьетнам.
Лев Георгиевич ушел из жизни внезапно, на пороге многих начинаний и больших планов, не успев
полностью осуществить задуманное. Он оставил нам свои книги, свои шутки и свои картины, в которых с
любовью воспевал русскую природу и свой родной город Москву. Он был из тех людей, в уход которых
поверить невозможно.
Светлая память о Льве Георгиевиче Никифорове навсегда останется в сердцах тех, кто его знал.
Коллектив кафедры геоморфологии и палеогеографии
Географического факультета МГУ,
Геоморфологическая комиссия РАН,
Редколлегия журнала "Геоморфология"
111

Главный редактор Д.А. Тимофеев
Редакционная коллегия:
А.М. Берлянт, В. Вад. Бронгулеев, В.А. Брылев, А.П. Дедков,
Ю.В. Ефремов, П.А. Каплин, А.Н. Ласточкин, Е.В. Лебедева (отв. секретарь),
Э.А. Лихачева, А.Н. Маккавеев (зам. гл. редактора), Ю.А. Павлидис, Г.И. Рейснер,
Ю.П. Селиверстов, Ю.Г. Симонов, Г.Ф. Уфимцев, Г.И. Худяков,
Р.С. Чалов, В.П. Чичагов
Зав. редакцией Е.А. Карасева
тел. 238-03-60
Технический редактор Т.Н. Смолянникова
Сдано в набор 17.02.2001	Подписано к печати 28.03.2001	Формат бумаги 70х 100Vi6
Офсетная печать	Усл.печ.л. 9,1	Усл.кр.-отт. 2,9 тыс.	Уч.-изд.л. 11,1 Бум.л. 3,5
Тираж 313 экз. Зак. 2066
Свидетельство о регистрации № 0110281 от 8 февраля 1993 г.
в Министерстве печати и информации Российской Федерации
Учредители: Российская академия наук, Отделение океанологии, физики атмосферы и географии РАН.
Институт географии РАН
Адрес редакции: 109017 Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 29
Институт географии РАН, тел. 238-03-60
Адрес издателя: 117997, Москва, Профсоюзная ул., 90
Отпечатано в ППП "Типография "Наука", 121099, Москва, Шубинский пер., 6
112

УВАЖАЕМЫЕ ПОДПИСЧИКИ ЖУРНАЛОВ
ИЗДАТЕЛЬСТВА “НАУКА”
Подписка на академические журналы издательства “Наука” во II полугодии
2001 г. будет проводиться по той же схеме, по которой она велась в I полугодии
2001 г., - по ценам Объединенного Каталога Прессы России “Подписка-2001” (т. 1)
в отделениях связи, а также по специальным (сниженным) ценам.
Специальные (сниженные) цены предоставляются государственным научно-
исследовательским организациям Российской академии наук, а также их
сотрудникам. В связи с недостаточностью бюджетного финансирования подписка
для других учреждений и их специалистов будет осуществляться на общих
основаниях.
Индивидуальные подписчики академических организаций смогут оформить
подписку по специальным ценам, предъявив служебное удостоверение. Лица,
желающие получать подписные издания непосредственно на свои почтовые
адреса, а также иногородние подписчики смогут оформить ее по специальным
заявкам. Индивидуальная подписка по-прежнему будет проводиться по принципу
“Один специалист - одна подписка”.
Коллективные подписчики академических организаций, перечисленные выше,
для оформления своего заказа должны будут направить в издательство “Наука”
надлежаще оформленные бланк-заказы. При положительном рассмотрении полу¬
ченных заявок оплата производится через отделение банка или почтовым перево¬
дом на основании полученного подписчиками счета ЗАО “Агентство подписки и
розницы” (АПР).
Учреждения РАН, специализирующиеся на комплектовании научных
библиотек академических организаций (БАН, БЕН, ИНИОН), могут осуществить
подписку, как и прежде, непосредственно в издательстве, предварительно
согласовав с ним список пользующихся их услугами организаций и количество
льготных подписок.
Лицам и организациям, сохранившим право подписки по специальным ценам,
в соответствии с настоящими условиями, достаточно будет при оформлении
подписки на II полугодие 2001 г. лишь подтвердить заказ, указав в письме номер
своего кода, присвоенного АПР при предыдущем оформлении подписки.
Бланки заказов как коллективных, так и индивидуальных подписчиков будут
приниматься только с печатью организации (оттиск должен быть четким и
читаемым).
Убедительно просим всех индивидуальных и коллективных подписчиков
журналов издательства “Наука”, имеющих право на подписку по специальным це¬
нам, заблаговременно направлять свои заказы и письма по адресу: 117997, ГСП-7,
Москва В-485, Профсоюзная ул., 90, комната 430, факсы: 334-76-50, 420-22-20.
Поздно поданная заявка будет оформляться только с соответствующего
месяца.
В конце этого номера журнала публикуются бланки заявок с указанием
цены подписки, доставляемой по Вашему адресу.
Издательство “Наука”

Российская академия наук« Издательство “Наука”
Заявка индивидуального подписчика
на специальную подписку на журналы Издательства “НАУКА”
с доставкой по почте через Агентство подписки и розницы (АПР)
во II полугодии 2001 года
Ф.И.О. (полностью)
Место работы и должность:
Полный почтовый адрес:
телефон:	e-mail
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее)
Индекс
Наименование журнала
На 2001 год по месяцам
(отметьте крестиком)
Кол-во
комп¬
лектов
Итого
сумма в
рублях
июль
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
декабрь
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
М. П.
Заполните заявку (копию заявки) и отправьте письмом в Издательство “Наука”
по адресу: 117997 ГСП-7, Москва, В-485, Профсоюзная ул., 90, или по факсу (095) 420-22-20,
334-76-50. Информацию о ценах можно узнать в Заявках на специальную адресную подписку,
разосланную в организации, или по телефону для справок: (095) 334-74-50 и 974-11-11.
ВНИМАНИЕ: Оплата заказа производится через отделение банка или почтовым переводом только
после получения подписчиком счета с банковскими реквизитами от ЗАО “Агентство Подписки и Роз¬
ницы” (АПР) - официального распространителя изданий Издательства “Наука”.
Издательство “Наука” не гарантирует исполнение заказов, если оплата получена после
15 числа предподписного месяца. Отправка заказанных и оплаченных периодических изданий
производится Агентством подписки и розницы в течение 10 дней со дня выхода издания из печати
заказными отправлениями на адрес, указанный в настоящей заявке. Претензии по доставке
периодических изданий направляйте в АПР по адресу: 103009 Москва, Страстной бульвар, дом 4,
офис 94; тел. (095) 974-11-11, факс (095) 209-36-66, e-mail nauka@apr.ru nauka@apr.msk.su
WWW: HTTP:\\www.apr.ru

Российская академия наук • Издательство “Наука”
Заявка, подписанная руководителем и заверенная печатью организации, направляется письмом в Издательство
“Наука” по адресу: 117997, ГСП-7, Москва, В-485, Профсоюзная ул., 90. Для ускорения обработки Вашего заказа
высылайте копию заявки по факсу (095) 420-22-20 либо по электрон, почте nauka@apr.ru WWW: HTTP:\\www.apr.ru
Заявка на специальную подписку
на журналы Издательства “НАУКА”
с доставкой по почте через Агентство подписки и розницы (АПР)
во II полугодии 2001 года
Наименование организации (сокращенно и полностью)
Физика. Математика.
Астрономия. Геология.
Технические науки.
Географические науки.
Журналы РАН общего
содержания.
Местонахождение: почтовый индекс	Область (край, респ.)
город	ул.	дом	корп.
код+тел.	факс	e-mail
Полный почтовый адрес организации для писем и бандеролей (если он отличается от адреса местонахождения)
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее)
Просим оформить специальную адресную подписку на отмеченные ниже журналы:
Индекс
Наименование журнала
Кол-во номеров
в полугодие
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
II полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
номера
(в руб.)
итого
сумма в
рублях
(10x11)
ИЮЛЬ
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
декабрь
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70001
Автоматика и телемеханика
6
190
70010
Акустический журнал
3
200
70237
Алгебра и анализ
3
260
70030
Астрономический вестник
3
205
70024
Астрономический журнал
6
235
70053
Биофизика
3
250
70134
Водные ресурсы
3
235
70162
Вулканология и сейсмология
3
160
70217
Геология рудных месторождений
3
175
70218
Геомагнетизм и аэрономия
3
195
70215
Г еоморфология
2
160
70228
Г еотектоника
3
175
70393
Геоэкология. Инженерная геология, гид¬
рогеология, геокриология
3
175
70253
Дефектоскопия
6
150
70239
Дискретная математика
2
190
70244
Доклады РАН
18
420
70287
Журнал вычислительной математики и
математической физики
6
175
70290
Журнал научной и прикладной фотографии
3
130
70298
Журнал технической физики
6
195
см. продолжение

Индекс
Наименование журнала
ш
as
11
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
II полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
номера
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
(10x11)
?g
*
ИЮЛЬ
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
декабрь
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70303
Журнал экспериментальной
и теоретической физики
6
285
70324
Записки Всероссийского минералогичес¬
кого общества
3
180
70335
Защита металлов
3
165
70406
Известия РАН. Механика жидкости и газа
3
195
70408
Известия РАН. Механика твердого тела
3
195
70351
Известия РАН. Серия географическая
3
195
70355
Известия РАН. Серия математическая
3
280
70356
Известия РАН. Серия физическая
6
195
70405
Известия РАН. Теория и системы управления
3
225
70360
Известия РАН. Физика атмосферы
и океана
3
235
70407
Известия РАН. Энергетика
3
175
70363
Известия русского географического общества
3
150
70420
Исследования Земли из космоса
3
190
70459
Космические исследования
3
175
70447
Кристаллография
3
270
70493
Литология и полезные ископаемые
3
175
70560
Математические заметки
6
145
70512
Математический сборник
6
175
70502
Математическое моделирование
6
160
70571
Микроэлектроника
3
145
70670
Оптика и спектроскопия
6
235
70642
Петрология
3
165
70769
Письма в “Астрономический журнал”
6
150
70768
Письма в “Журнал технической физики”
12
210
70304
Письма в “Журнал экспериментальной и
теоретической физики”
6
180
70748
Поверхность. Рентгеновские, синхро-
тронные и нейтронные исследования
6
175
70706
Прикладная математика и механика
3
225
70556
Проблемы машиностроения и надежнос¬
ти машин
3
150
70741
Проблемы передачи информации
2
150
70776
Радиотехника и электроника
6
|
I
175
70797
Расплавы
3
160
73390
Стратиграфия. Геологическая корреляция
3
165
70982
Теоретическая и математическая физика
6
180
70965
Теория вероятностей и ее применение
2
295
70967
Теплофизика высоких температур
3
210
71002
Успехи математических наук
3
235
70361
Физика Земли
6
165
71034
Физика и техника полупроводников
6
195
см. продолжение

Индекс
Наименование журнала
Кол-во номеров
в полугодие
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
II полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
номера
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
(10x11)
ИЮЛЬ
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
декабрь
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
71059
Физика и химия стекла
3
210
71022
Физика металлов и металловедение
6
165
71058
Физика плазмы
6
175
71023
Физика твердого тела
6
280
71036
Функциональный анализ и его приложения
2
150
71140
Ядерная физика
6
255
ВСЕГО заказано журналов на сумму:
(прописью)
НДС не облагается. (В случае введения НДС на научную периодику Издательство будет вынуждено провести
соответствующую корректировку на подписную цену.) Оплату гарантируем на расчетный счет ЗАО “Агентство
подписки и розницы” в течение 5 банковских дней после получения счета.
ДИРЕКТОР ОРГАНИЗАЦИИ
ГЛАВНЫЙ БУХГАЛТЕР
М. П.
ВНИМАНИЕ: Оплата заказа производится только после получения счета от ЗАО “АПР”. Издательство “Наука” не
гарантирует исполнение подписных заказов, если оплата получена после 15 числа предподписного месяца.
Отправка заказанных и оплаченных периодических изданий производится Агентством подписки и розницы в течение
10 дней со дня выхода издания из печати заказными отправлениями на адрес, указанный Организацией в настоящей
заявке. Претензии по доставке периодических изданий направлять в АПР по адресу: 103009 Москва, Страстной бульвар,
дом 4, офис 94;
тел. (095) 974-11-11, факс (095) 209-36-66, e-mail nauka@apr.ru nauka@apr.msk.su WWW: HTTP:\\www.apr.ru

Российская академия наук ♦ Издательство “Наука”
Заявка, подписанная руководителем и заверенная печатью организации, направляется письмом в Издательство
“Наука” по адресу: 117997, ГСП-7, Москва, В-485, Профсоюзная ул., 90. Для ускорения обработки Вашего заказа
высылайте копию заявки по факсу (095) 420-22-20 либо по электрон, почте nauka@apr.ru WWW: HTTP:\\www.apr.ru
Заявка на специальную подписку
на журналы Издательства “НАУКА”
с доставкой по почте через Агентство подписки и розницы (АПР)
во II полугодии 2001 года
Химические науки.
Биологические науки.
Журналы РАН общего
содержания.
Наименование организации (сокращенно и полностью)
Местонахождение: почтовый индекс	Область (край, респ.)
город	ул.	дом	корп.
код+тел.	факс	e-mail
Полный почтовый адрес организации для писем и бандеролей (если он отличается от адреса местонахождения)
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее)
Просим оформить специальную адресную подписку на отмеченные ниже журналы:
Индекс
Наименование журнала
Кол-во номеров
в полугодие
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
И полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
номера
(в руб.)
итого
сумма в
рублях
(10x11)
ИЮЛЬ
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
декабрь
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70008
Агрохимия
6
150
70112
Биологические мембраны
3
225
27233
Биология внутренних вод
2
195
71151
Биология моря
3
195
71150
Биоорганическая химия
3
175
70054
Биохимия
6
175
70056
Ботанический журнал
6
180
70134
Водные ресурсы
3
235
70147
Вопросы ихтиологии
3
225
70178
Высокомолекулярные соединения
6
210
70211
Г енетика
6
190
70219
Геохимия
6
160
70244
Доклады РАН
18
420
70284
Журнал аналитической химии
6
175
70286
Журнал высшей нервной деятельности
им. И. Павлова
3
210
70293
Журнал общей биологии
3
195
см. продолжение

о
*
се
Наименование журнала
ш
&!
if
I >*
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
II полугодие
Цена одного
номера
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
х
S
?8
ИЮЛЬ
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
декабрь
(4+5+6+7+8+Э)
(10x11)
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70294
Журнал общей химии
6
225
70301
Журнал органической химии
6
210
70296
Журнал прикладной химии
6
210
70299
Журнал физической химии
6
270
70302
Журнал эволюционной биохимии и фи¬
зиологии
3
180
70335
Защита металлов
3
165
70333
Зоологический журнал
6
160
70350
Известия РАН. Серия биологическая
3
210
70405
Известия РАН. Теория и системы управ¬
ления
3
225
70430
Кинетика и катализ
3
250
70438
Коллоидный журнал
3
240
71057
Координационная химия
6
175
70495
Лесоведение
3
160
70561
Микология и фитопатология
3
160
70540
Микробиология
3
235
70562
Молекулярная биология
3
250
88744
Нейрохимия
2
250
70359
Неорганические материалы
6
190
70617
Нефтехимия
3
165
70669
Океанология
3
235
70676
Онтогенез
3
160
70690
Палеонтологический журнал
3
210
70743
Паразитология
3
150
70701
Почвоведение
6
175
70740
Прикладная биохимия и микробиология
3
205
70773
Радиационная биология. Радиоэкология
3
165
70777
Радиохимия
3
220
70786
Растительные ресурсы
2
205
71024
Российский физиологический журнал
им. И. Сеченова
6
180
70810
Сенсорные системы
2
160
70981
Теоретические основы
химической технологии
3
180
71003
Успехи современной биологии
3
150
71007
Успехи физиологических наук
2
175
см. продолжение

Индекс
Наименование журнала
Кол-во номеров
в полугодие
Кол-во номеров журнала
(впишите в колонку
соответствующего месяца
число заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на
II полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
номера
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
(10x11)
ИЮЛЬ
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
декабрь
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
71025
Физиология растений
3
255
71152
Физиология человека
3
250
71068
Химическая физика
6
160
71051
Химия высоких энергий
3
160
71052
Химия твердого топлива
3
175
71063
Цитология
6
165
71113
Электрохимия
6
190
71110
Энтомологическое обозрение
2
280
ВСЕГО заказано журналов на сумму:
(прописью)
НДС не облагается. (В случае введения НДС на научную периодику Издательство будет вынуждено провести
соответствующую корректировку на подписную цену.) Оплату гарантируем на расчетный счет ЗАО “Агентство
подписки и розницы” в течение 5 банковских дней после получения счета.
ДИРЕКТОР ОРГАНИЗАЦИИ
ГЛАВНЫЙ БУХГАЛТЕР
М. П.
ВНИМАНИЕ: Оплата заказа производится только после получения счета от ЗАО “АПР”. Издательство “Наука” не
гарантирует исполнение подписных заказов, если оплата получена после 15 числа предподписного месяца.
Отправка заказанных и оплаченных периодических изданий производится Агентством подписки и розницы в течение
10 дней со дня выхода издания из печати заказными отправлениями на адрес, указанный Организацией в настоящей
заявке. Претензии по доставке периодических изданий направлять в АПР по адресу: 103009 Москва, Страстной бульвар,
дом 4, офис 94;
тел. (095) 974-11-11, факс (095) 209-36-66, e-mail nauka@apr.ru nauka@apr.msk.su WWW: HTTP:\\www.apr.ru

Индекс 70215
«НАУКА»
ISSN 0435-4281 Геоморфология, 2001, JV« 2