Геоморфология №3 за 1999 год

Tags: геоморфология журнал геоморфология

ISBN: 0435-4281

Year: 1999

Similar

Геоморфология №2 за 1999 год

Геоморфология №4 за 1999 год

Геоморфология №1 за 1999 год

Геоморфология №3 за 2002 год

Text

ISSN 0435-4281
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
f:
1999

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
РОССИЙСКАЯ
АКАДЕМИЯ
НАУК
МОСКВА
ЖУРНАЛ ОСНОВАН
В 1970 ГОДУ
ВЫХОДИТ
4 РАЗА В ГОД
ИЮЛЬ-СЕНТЯБРЬ
№ 3 - 1999
СОДЕРЖАНИЕ
Бадюкова Е.Н., Каплин П.А. Береговые бары 3
Кондратьев А.Н. Соотношение транспортирующей способности потока и стока наносов как условие
формирования русел рек разных типов 14
Лихачева Э.А., Тимофеев Д.А., Локшин Г.П., Просунцова Н.С. Эколого-геоморфологические кри¬
терии оценки городской территории 18
Дискуссии
Никонов А.А. Активные разломы как фактор риска геоморфологических процессов (о проблеме и
статье С.Б. Кузьмина) , _ 27
Кузьмин С.Б. Ответ на замечания А.А. Никонова 32
Никонов А.А. Дискуссию можно продолжить 37
Макаров В.И. Об активных разломах и их рельефообразующей роли на Русской платформе 39
Методика научных исследований
Васильев Л.Н., Моралев В.М., Качалин А.Б., Терехов Е.Н., Тюфлин А.С. Рельеф, неотектони-
ческие движения и скейлинговые свойства линеаментных сетей (на примере Кольского полуост¬
рова) 42
Никольская И.И., Прохорова С.Д. Картографическая оценка современных и прогнозных длин скло¬
нов эрозионной сети 50
Научные сообщения
Авенариус И.Г., Дунаев Н.Н. Некоторые аспекты развития рельефа в позднем валдае в восточной
части Баренцева моря и прилегающей сущи 57
Богданов Н.А. Рельеф приморских дюн и относительные колебания уровня моря 63
Бондарев В.П. Морфогенетическая классификация овражно-балочных систем 72
Виноградова О.В., Виноградова Н.Н., Хмелева Н.В. К вопросу о деформациях русловых форм
горных и полугорных рек 78
Мозжерин В.В. Формирование лёссов в свете новейших палеомагнитных данных (глобальный
обзор) 84
Юбилеи
Юрий Васильевич Ефремов (к 60-летию со дня рождения) 92
Александр Николаевич Ласточкин (к 60-летию со дня рождения) 93
Юбилей Елизаветы Яковлевны Ранцман 95
Рецензии
МатишЬв Г.Г., Тарасов Г.А. История гидросферы в призме геолого-геоморфологического развития
Земли %
Чочиа Н.Г. Монография В.Г. Чувардинского "О ледниковой теории" 98
Серебряный Л.Р. Попурри антигляциализма 101
Хроника
Уфимцев Г.Ф. Третий Международный симпозиум по геологии Турции: впечатления 104
Ефремов Ю.В., Тимофеев Д.А., Чичагов В.П. XXIV Пленум Геоморфологической комиссии РАН..... 109
Уфимцев Г.Ф. Ассоциация геоморфологов России: первые шаги НО
© Российская академия наук.
Отделение океанологии, физики атмосферы и географии.
Институт географии, 1999 г.

GEOMORPHOLOGY
RUSSIAN
ACADEMY
OF SCIENCES
MOSCOW
JULY-SEPTEMBER
№ 3 - 1999
QUARTERLY
FOUNDED 1970
CONTENTS
Badukova E.N., Kaplin P.A. Coastal barriers 3
Kondratyev A.N. Relation of carrying capacity of river and sediment load as the main factor of different types
river channels formation 14
Likhacheva E.A., Timofeyev D.A., Prosuntsova N.S., Lokshin G.P. Ecogeomorphological criteria of urban
territory evaluation 18
Discussions
Nikonov A.A. Active faults as risk factor of geomorphological processes (on the problem and on the paper of
S.B. Kuzmin) 27
Kuzmin S.B. The replication to A.A. Nikonov’s comments 32
Nikonov A.A. The discussion may be continued 37
Makarov V.I. About active faults and their relief-forming role on the East-European platform 39
Methods of Research
Vasil'ev L.N., Moralev B.M., Kachalin A.B., Terekhov E.N., Tyuflin A.S. Landforms, neotectonic
movements and multiscaling behaviour of lineament nets (Kola peninsular as an example) 42
Nikol’skaya I.I., Prokhorova S.D. Cartographic estimation of present day and predicted slopes length of
erosion network 50
Short communications
Avenarius I.G., Dunayev N.N. Some aspects of Late Valdai relief formation in the East part of Barents Sea
and adjacent land 57
Bogdanov N.A. Coastal dunes relief and relative sea level changes 63
Bondarev V.P. Morphogenetic classification of gully-balka systems • • • • 72
Vinogradova O.V., Vinogradova N.N., Khmeleva N.V. To the problem of channel landforms deformation in
the mountain and semimountain rivers : 78
Moszherin V.V. Loess formation in the light of recent paleomagnetic data (global review) 84
Anniversaries
Yu.V. Yefremov (to the 60-th birthday) 92
A.N. Lastochkin (to the 60-th birthday) 93
To the jubilee of E.Ya. Rantsman 95
Reviews
Matishov G.G., Tarasov G.A. Hydrosphere history through the prism of geologic-geomorphologic
development of the Earth 96
Chochea N.G. Monograph of V.G. Chuvardinsky "On the glacial theory". 98
Serebryany L.R. Potpourri of antiglacializm 101
Chronicle
Ufimtsev G.F. Third International Symposium on Geology of Turkey: impressions 104
Yefremov Yu.V., Timofeyev D.A., Chichagov V.P. XXIV plenary session of Geomorphologic Commission
of RAS . Ю9
Ufimtsev G.F. Association of geomorphologists of Russia: first steps 110
2

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№3
июль-сентябрь
1999
УДК 551.435.327
© 1999 г. Е.Н. БАДЮКОВА, П.А. КАПЛИН1
БЕРЕГОВЫЕ БАРЫ
Трансгрессивно-регрессивные изменения уровня Каспийского моря в текущем столе¬
тии и их последствия, выраженные в морфологии морских берегов, позволили иссле¬
дователям уточнить детали процесса их преобразования в этих условиях [1-4]. Наибо¬
лее очевидный и характерный результат двадцатилетнего подъема уровня Каспия
(более чем на 2 м) - образование береговых баров и генетически связанных с ними
лагун практически по всему периметру моря на тех побережьях, где в обозримый
период спада уровня моря их не было.
Вопрос об образовании береговых баров, имеющих поистине планетарное распрост¬
ранение на всех побережьях Мира, как нам кажется, еще не до конца решен, и
возвращение к нему в данной ситуации достаточно актуально, как для самого Каспия,
где процесс баро- и лагунообразования имеет практическое значение на освоенных
человеком во время регрессии побережьях, так и в теоретическом аспекте, т.к мы
живем в эпоху подъема уровня Мирового океана.
По определению В.П. Зенковича, береговые бары представляют собой "длинные
узкие полосы морских наносов, поднятые над уровнем моря и протягивающиеся на
некотором расстоянии от коренной суши параллельно генеральному направлению
морского берега" [5, с. 3]. В Терминологическом справочнике по морской геоморфо¬
логии приводится следующее определение: «Береговой бар - (иногда "барьер бере¬
говой") - надводная аккумулятивная форма (полоса наносов), образованная при их
поперечном перемещении с последующей аккумуляцией» [6, с. 93].
Эти формы берегового рельефа уже давно привлекали внимание ученых; еще в
середине прошлого века Эли-де-Бомоном было высказано мнение о том, что бары
формируются за счет материала, выброшенного волнами со дна в сторону суши. В
дальнейшем многочисленными исследованиями эта точка зрения была подтверждена и
доказана тщательным изучением слагающих бары наносов. По-видимому их донный
характер позволил ряду исследователей считать, что первоначально эти крупные
аккумулятивные формы возникли на подводном береговом склоне и в дальнейшем в
силу определенных причин заняли надводное положение.
На начальных этапах изучения образование береговых баров связывалось с процес¬
сом формирования подводных валов, рассматриваемых в качестве исходной формы
развития берегового бара. Позднее был сделан вывод о неправомерности такого под¬
хода в связи с разномасштабностью этих рассматриваемых аккумулятивных форм -
валов и баров. Последние, как предполагалось, возникают в виде более крупных форм
донного рельефа - подводных баров, расположенных на значительно больших
глубинах, чем это необходимо для формирования подводных валов. Образование
береговых баров, выраженных на многих побережьях Мирового океана в виде барьер¬
ных островов, объяснялось выходом (в результате относительного понижения уровня
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект 99.05.65644).
3

моря) подводного бара на поверхность или надстройкой первоначального аккумулятив¬
ного тела и его продвижением вверх по подводному склону с последующим выходом на
поверхность и отчленением в результате части морской акватории [7, 8].
Одновременно же представлялся и другой способ образования береговых баров,
сформированных у уреза трангрессирующего водоема с затопленной за ними прибреж¬
ной аккумулятивной равниной. Этот вариант образования береговых баров с сопря¬
женными с ними лагунами впервые подробно разобран В.П. Зенковичем [5], а позднее
П.А. Каплиным [9-11], прежде всего на примере лагунных берегов северо-востока
России. Таким образом, в настоящее время приняты два варианта формирования бере¬
говых баров, представляющих собой первоначально либо подводные, либо надводные
аккумулятивные образования. Остановимся на рассмотрении первого варианта проис¬
хождения береговых баров из подводных форм, благодаря выходу их на поверхность
акватории. Если механизм образования подводных валов в зоне обрушения волн, их
динамика и возможность выхода на поверхность моря лишь первого вала изучены
достаточно детально, то возможность выхода подводного бара на дневную поверх¬
ность вызывает определенные сомнения.
Несмотря на разномасштабность явлений, по мнению О.К. Леонтьева и В.П. Зен-
ковича, механизм образования баров имеет некоторое принципиальное сходство с про¬
цессом образования валов. Место и момент начала процесса формирования "крупного
подводного накопления - эмбриона будущего бара" - О.К. Леонтьев связывал с пере¬
ходом от средних глубин, где волны оказывают уже заметное воздействие на донные
наносы, к малым, где происходит резкое падение волновой энергии [12, с. 189].
В.П. Зенкович считал, что возникновение подводной аккумулятивной формы, из кото¬
рой в дальнейшем образуется береговой бар, определяет некоторая "критическая
величина уклона первичной поверхности, которую начинают обрабатывать морские
волны, при достижении которой разрушение волн происходит настолько далеко от
берега, что перед этой зоной наносы отлагаются в большем количестве, чем вблизи
уреза" [7, с. 226]. В более поздней работе О.К. Леонтьева и Л.Г. Никифорова "накоп¬
ление наносов на дне, дающее начало формированию подводного бара..., приурочено к
переходу от уже освоенной части профиля дна, к той, ближней к берегу и еще не
успевшей перестроиться частью профиля, которая сохранила еще исходный уклон"
[8, с. 655]. *
Как видно из приведенных выдержек из трех основополагающих работ по рассмат¬
риваемой проблеме, единого мнения и ясности по вопросу причин и места формиро¬
вания подводного бара нет. Анализ же более поздних работ по динамике береговой
зоны [13-15 и др.] показывает, что на подводном склоне в зоне деформации волны
формируются лишь подводные валы, являющиеся формами динамического равновесия
подводного склона для заданных гидродинамических обстановок и чутко реагирующие
на изменения волновой активности - сдвигающиеся ближе к берегу при ее затухании и
смещающиеся вниз по склону при усилении волнения. Характерно, что эти формы
никогда не выходят на поверхность, за исключением первого вала, который на корот¬
кое время может примыкать к урезу в фазу затухания шторма.
Данные о динамике рыхлого материала на подводном склоне мористее зоны забуру-
нивания показывают, что на этих глубинах не происходит связанного с волновой
деятельностью массового перемещения материала песчаной размерности, не говоря о
более грубозернистом материале, в частности, гальке. Мористее зоны береговых ва¬
лов, на глубинах, где начинается взаимодействие волны со дном, максимальные при¬
донные орбитальные скорости волн даже 1% обеспеченности способны лишь взмучи¬
вать несвязные илы [14]. Для образования же подводных баров, протяженностью
иногда многие сотни километров, необходимо огромное количество более крупного
материала, который перемещался бы со дна в сторону берега. Транспортировка такой
массы наносов, очевидно, может быть осуществлена в зоне волновых деформаций
только благодаря поперечной волновой составляющей и доминирующих здесь вол¬
новых течений.
4

м
О
Рис. 1. Разрез отложений Одесской банки (по [17])
1 - песок, 2 - ракуша и ракушечный детрит, 3 - илы морские, 4 - илы морские песчанистые, 5 -
торф, 6 - лагунный и лиманный ил
На глубинах слабых волновых деформаций преобладают ветровые течения, рас¬
пространяющиеся на всю толщу воды. Рассматривая их с точки зрения возможности
перемещения ими необходимого для построения баров материала, следует отметить,
что эти течения почти всегда ориентированы параллельно береговой линии, а повто¬
ряемость их по нормали к берегу ничтожно мала [14]. При такой ситуации, следо¬
вательно, практически отсутствуют условия для движения материала с глубины к бе¬
регу.
Данные многочисленных подводных фотографий, наблюдения с подводных аппара¬
тов [14] показали, что наиболее распространенными донными аккумулятивными мезо-
формами на подводном склоне бесприливных морей, помимо подводных песчаных ва¬
лов, Являются песчаные волны и гряды. Песчаные волны характеризуются высотами
до 0,5 м, пологими склонами и расположением на одинаковом расстоянии друг от друга.
Образуются они на очень отмелом дне, с уклонами 0,005 и менее, в пределах банок
или у выходов из бухт, на глубинах 20—30 м. Песчаные гряды, представляющие более
крупные аккумулятивные формы подводного рельефа, приурочены к районам действия
постоянных течений и имеют облик пологих увалов, вытянутых в направлении
течений и осложненных рифелями и гидробарханами. Кроме того, на шельфах
приливных морей широко известны крупные песчаные волны и гряды, расположенные
нерегулярно в виде полей. Это очень динамичные образования, регулярно исчезающие
и формирующиеся благодаря активным приливноотливным течениям, характерны в
основном для проливов и эстуариев [15].
Если бы береговые бары или барьерные острова формировались непосредственно из
подводных баров, то мы должны были бы наблюдать этот процесс на разных стадиях.
В.П. Зенкович [5] приводит в качестве примеров подводных баров Одесскую, Ба-
кальскую и Евпаторийскую банки, а также банки северной части Каспийского моря.
По его мнению, все они по каким-либо причинам не успели выйти на поверхность
моря. О рельефе северной части Каспийского моря мы уже писали ранее [16], пытаясь
доказать на основе морфологического анализа и анализа слагающих банки и острова
отложений, что эти аккумулятивные формы, расположенные на краю авандельты
Волги и в районе Мангышлакского порога, представляют собой бывшие берегове
линии Каспия. Что касается банок, расположенных в Черном море, то дальнейшие
исследования [17, 18 и др.] показали, что все эти формы развивались ранее в суб-
аэральных условиях и представляют собой древние береговые бары, затопленные к
настоящему времени. Так, Одесская банка является огромным аккумулятивным те¬
лом, сложенным из аллювиальных и морских песков посткарангатского и новоэвк-
синского времени. Нижняя часть литологических колонок представлена часто суб-
аэральным песком, по-видимому, эолового происхождения, в верхах разреза встречены
прослои торфяников (рис. 1). Фауна часто имеет пресноводный и опресненный харак¬
тер. В наиболее повышенных участках банки отложения с фауной отсутствуют, что,
5

Рис. 2. Строение прибрежных отложений у побережья Канады (по [21])
Отложения: 1 - торфяные, 2 - лагунные, 3 - берегового бара, 4 - плейстоценовые
по мнению авторов, говорит о том, что ранее эти участки являлись сушей. Эти акку¬
мулятивные формы в свое время отделяли лагуны, о чем со всей очевидностью гово¬
рят данные подводного бурения соответствующих участков дна Черного моря.
Вопрос о причинах выхода подводного бара на поверхность и механизм перехода
бара из подводного состояния в надводное в научной литературе находит объяснение в
весьма ограниченном количестве работ. По мнению О.К. Леонтьева и Л.Г. Никифо¬
рова [8], для образования современных береговых баров необходим был единый гло¬
бальный процесс изменения уровня Мирового океана. Авторы считают, что таким
процессом было резкое падение уровня Мирового океана после фландрской транс¬
грессии, так как экспериментальные исследования показали, что в условиях постоян¬
ного или повышающегося уровня подводный бар никогда не выходит своим гребнем на
поверхность. Этот процесс возможен только при некотором понижении уровня. Возра¬
жая на это, П.А. Каплин [11] замечает, что при эвстатическом понижении уровня, так
же как и при его стабильном положении, увеличение волновых скоростей над гребнем
растущей аккумулятивной формы повлечет ее размыв и будет препятствовать ее
выходу на поверхность.
Кроме того, к настоящему времени доказано [19, 20], что уровень океана в конце
голоцена вел себя по-разному на различных широтах. Например, на побережьях
Ирландии, Канады, на восточном побережье Америки и в Мексиканском заливе он не
превышал современный в голоцене. Однако все перечисленные районы характеризу¬
ются широким развитием барьерных островов в настоящее время. Например, на очень
детально изученном побережье Канады описаны барьерные острова и пересыпи,
сложенные галечниковым материалом.
По данным исследований W. Duffi, D. Belknap и др. [21], один из крупных баров
образовался здесь около 10 тыс. л.н. и за период между 10 тыс. л.н. и 7 тыс. л.н. пере¬
местился одновременно с подъемом уровня океана на 6 км. За последующие 2 тыс. лет
он переместился еще на 2—3 км и еще на 1,5 км — с тех пор. Таким образом, скорость
отступания составила соответственно 2, 1,0-1,5 и 0,3 м в год. Как видно, эта скорость
была пропорциональна скорости подъема уровня моря (рис. 2). Иногда, благодаря
катастрофическим штормам, скорость продвижения бара увеличивалась до 8 м в год
(например, в 1954 г.). По данным авторов в процессе перемещения бар полностью
перерабатывается каждые 5—10 лет. Уровень океана не превышал современный и
южнее, в районе о-ва Лонг-Айленд, у побережья штата Делавэр, в Мексиканском
заливе у побережья штата Техас [22] и в других районах побережья Северной
Америки, где, однако, широко представлены барьерные острова (рис. 3, 4).
6

Рис. 3. Строение прибрежных отложений у о-ва Лонг-Айленд (по [28])
Отложения: 1 - торфяные, 2 - берегового бара, 3 - подврдного склона, 4 - лагунные, 5 - плейсто¬
ценовые; 6 - датировки по 14С
Рис. 4. Строение прибрежных отложений у побережья штата Делавэр (по [30])
Отложения: 1 - бара, 2 - подводного склона, 3 - лагунные, 4 - торфяные, 5 - плейстоценовые; 6 -
датировки по 14С
Надо отметить, что там, где уровень океана в голоцене превышал современный,
например, в Австралии, береговые бары и пересыпи часто имеют другой морфоло¬
гический облик. Они состоят из двух береговых баров, разделенных лагуной, причем
бары, расположенные ближе к берегу, сформировались ранее, при более высоком
уровне океана [23]. Затем была регрессия, за которой последовало очередное повы¬
шение уровня океана, способствовавшее формированию второй барьерной системы с
лагуной за ней.
Теоретически для активной подачи песчаного материала со дна нужны уклоны
порядка 0,005 и никак не больше 0,01 [8]. Однако на океанических побережьях, так
же как и на многих берегах морей, подводные склоны имеют гораздо большие уклоны.
Особенно это касается открытых побережий океанов, где регулярно бывают штор¬
7

мовые волнения и берега часто приглубые. Так, уклоны верхней части подводного
склона на восточном побережье Северной Америки составляют порядка 0,02, у
берегов Канады, где барьерные острова и пересыпи часто сложены галечным мате¬
риалом, уклоны еще больше. На побережье южной и юго-восточной Балтики в интер¬
вале глубин от 0 до 10 м они составляют 0,01-0,4. При таких уклонах при понижении
уровня моря подводный бар, если бы он даже мог образоваться, неминуемо бы
размылся, частично перемещаясь к берегу, а частично - на глубину. Если же принять,
что береговые бары изначально представляли собой береговую линию, то уклоны под¬
водного склона могут быть любыми, в зависимости от крупности материала в бере¬
говой зоне, а следовательно, значительные их различия не лимитируют развития
барьерных систем. Единственным условием для образования баров ’’является сущест¬
вование в пределах затопляемой суши первичных уклонов, меньших, чем необходимые
для выработки профиля равновесия при данной крупности наносов" [11, с. 187]. Дейст¬
вительно, только при таких соотношениях возможно образование всех рассмотренных
выше аккумулятивных форм, так как в этом случае может сформироваться пляж
полного профиля. В результате обломочный материал в значительной степени не изы¬
мается из береговой зоны, а участвует в образовании аккумулятивных форм. На
подводном склоне при этом может очень часто наблюдаться дефицит наносов, что не
мешает образованию береговых баров, так как при подъеме уровня моря, как писал
еще В.П. Зенкович [5], происходит переработка собственно края прибрежной равнины,
сложенной рыхлым материалом.
Если придерживаться взгляда, что подводный бар вначале сформировался на боль¬
ших глубинах, то за ним, ближе к берегу, должны располагаться морские отложения
открытого водоема, а в приурезовой зоне - прибрежные фации. И только лишь после
выхода его на поверхность моря и отчленения залива, в последнем началось бы лагун¬
ное осадконакопление. Анализ многочисленной литературы по барьерным островам
мира, статей по берегам нашей страны, приводящих данные бурения, со всей очевид¬
ностью показывает, что за барьерными островами и пересыпями везде располагаются
лишь аллювиально-дельтовые, озерные и лагунные отложения разного генезиса [24-
27].
Все береговые бары, барьерные острова и пересыпи в процессе своего развития
смещались в сторону суши, о чем говорит налегание морских пляжевых фаций на
лагунные. Иллюстрацией могут служить приведенные профили через лагуны, острова
и пересыпи в разных районах мира (рис. 1-4). Так, согласно М. Рампино [28], развитие
береговой зоны в районе о-ва Лонг-Айленд (восточное побережье Северной Америки)
в голоцене шло по следующему сценарию. По мере подъема уровня океана подтап¬
ливалась низменная суша, образовывались марши, отделенные от океана береговыми
барами. Марши постепенно превратились в обширные лагуны, протяженные бере¬
говые бары были во многих местах прорваны и в результате превратились в цепочку
барьерных островов. Надо отметить, что последнее часто наблюдается и в наше
время на многих побережьях, когда отдельные протяженные острова после сильных
штормов разделяются на несколько более мелких или, наоборот, возникают новые
протяженные участки суши.
Детальные работы на одном из соседних с о-вом Лонг-Айленд барьерных островов
выявили, что барьерная система образовалась здесь около 9 тыс. л.н. при уровне
моря -24 м [29]. Барьер в то время был аналогичен современному, его высота состав¬
ляла около 10 м, но располагался он в 7 км от современного берега. Затем уровень
моря начал подниматься, однако береговой бар почти не перемещался, благодаря
большому количеству песчаного материала в береговой зоне, происходило только уг¬
лубление лагуны. Когда уровень моря поднялся до -16 м, остров при своем переме¬
щении, хотя и медленном, в сторону суши, затонул в лагуне, и береговая линия, в
результате, переместилась сразу же на 5 км ближе к берегу, где образовался новый
береговой бар. Последний по мере продолжающегося подъема уровня моря испытывал
смещение в сторону суши и к настоящему времени занял свое теперешнее положение.
8

# 67SS*70
7
Рис. 5. Литологические колонки, характеризующие состав отложений Куршского залива (по [26]) - а,
Вислинского залива (по [25]) -би подводного склона Польского побережья (по [32])- в
1 - коренные породы, 2 - глина, 3 - аллювиальные отложения, 4 - торф, 5 - алеврит, 6 - морские
отложения, 7 - датировки по 14С
Другим примером, иллюстрирующим развитие барьерной системы, является профиль
через один из островов и сопряженную с ним лагуну у побережья штата Делавэр [30],
согласно которому эта система развивалась аналогично описанным выше островам
(рис. 4), что хорошо подтверждается результатами бурения.
Йо данным В.Н. Wilkinson [22] во время Висконсинского оледенения уровень
океана был на 140 м ниже современного. Около 10 тыс. л.н., по мере подъема уровня
океана, в устьях близко расположенных рек образовался обширный единый эстуарий.
Надо отметить, что уже на начальном этапе своего развития этот эстуарий был отде¬
лен от океана береговым баром, преобразованным в дальнейшем в систему барьерных
островов, которые существовали значительно мористее их теперешнего положения.
Благодаря продолжающемуся подъему уровня, барьер продвигался в сторону суши, и
около 7 тыс. л.н. береговая линия находилась там, где сейчас глубины 14-18 м. Около
6 тыс. л.н. береговая линия была там, где сейчас глубина 6 м, и около 4,5 тыс. л.н. -
где глубина 3 м. Более медленный подъем уровня океана во второй половине голоцена
способствовал тому, острова также замедлили скорость перемещения, и эстуарий стал
активно заполняться дельтовыми осадками. Около 3 тыс. л.н. реки заполнили залив
своими отложениями. Характерно, что скважины, пробуренные на территории бывше¬
го эстуария, нигде не вскрыли отложений открытого морского водоема. Везде
отложения барьерных островов залегают на дельтовых и лагунных отложениях, кото¬
рые, в свою очередь, подстилаются отложениями плейстоценового возраста.
Можно привести еще много примеров истории развития побережий, оконтуренных
береговыми барами или барьерными островами. Так, в лагуне Венеции литологичес¬
9

кими колонками вскрываются отложения мощностью 5-6 м. Возраст этих лагунных
осадков около 5 тыс. лет, залегают они непосредственно на плейстоценовых флю-
виально-озерных отложениях [31]. Многочисленные данные по бурению в лагунах,
расположенных за Фризскими островами, показывают повсеместное налегание лагун¬
ных отложений на плейстоценовые флювиа льно-аллювиальные. На побережье Поль¬
ши на подводном береговом склоне голоценовые отложения открытой морской
акватории также залегают непосредственно на лагунных, которые, в свою очередь,
подстилаются отложениями флювиогляциального генезиса [24, 32]. Нет морских отло¬
жений в Вислинском и Куршском заливах юго-восточной Балтики (рис. 5), аналогичная
ситуация наблюдается на побережье дальневосточных морей. Например, в бухте Руд¬
ная на аллювии среднеплейстоценового возраста непосредственно залегают лагунные
отложения, перекрытые в мористой части бухты гравийно-галечным пляжевым
материалом, слагающим береговые валы. Последние, как и везде, наползали на
лагуну, погребая ее осадки [33].
Весь перечисленный фактический материал заставил нас считать, что все бере¬
говые бары первоначально сформировались из серии береговых валов на краю при¬
брежных равнин. Накопленный новый материал позволяет утверждать, что такой
механизм является единственным. Тогда при объяснении появления барьерных остро¬
вов не возникает всех тех вопросов, на которые мы обращали внимание, в частности,
не надо привлекать глобальных изменений уровня океана. Хотя несомненно; что ос¬
цилляции уровня океана играли существенную роль, но не непосредственно в фор¬
мировании береговых баров, а в их расширении при падении уровня и в продвижении в
сторону суши - при подъеме уровня. В последнем случае очень важно соотношение
скорости подъема уровня океана и количества песчаного материала, так как это
приводит к развитию разных сценариев поведения береговых баров.
Если в береговой зоне нет избытка рыхлого материала, то при быстром подъеме
уровня океана бар быстро перемещается в сторону суши. Такой вариант широко
распространен на побережьях мира, он же наблюдается на лагунных берегах Каспия.
Во втором случае, когда в береговой зоне много рыхлого материала и небольшая
скорость подъема уровня, формируется мощный береговой бар, который в основном
наращивается вверх и смещается в сторону суши значительно медленнее. Лагуна, по
мере подъема уровня океана, если скорость осадконакопления в ней велика, при этом
не углубляется. И, наконец, возможен такой вариант, когда по мере подъема уровня
океана, лагуна за баром, благодаря небольшой скорости осадконакопления в ней,
углубляется. В результате наступает такой момент, когда при перемещении в сторону
суши верхняя часть бара буквально "сваливается" в лагуну и урез моря скачкообразно
перемещается вглубь, на берег лагуны. Береговой бар в этом случае оказывается
захороненным на месте. Прекрасным примером, иллюстрирующим этот вариант
развития береговой зоны при повышающемся уровне моря, является рельеф подвод¬
ного склона Каламитского залива в Черном море [17], где выявлены реликты древних
аккумулятивных тел с сопряженными лагунными отложениями, вскрывающимися
непосредственно за этими банками ближе к берегу (рис. 6). В Азовском море на
подводных склонах Арабатской стрелки и косы Белосарайской при бурении были
также обнаружены реликты затопленных и захороненных древних аккумулятивных
форм. Залегают они на глубине 5-9 м и надвинуты на лежащие за ними лагунные илы
[34].
Надо отметить, что одной из наиболее характерных особенностей разрезов толщи
осадков шельфа Мирового океана является наличие в ней различного рода береговых
образований. В направлении к современной береговой линии можно проследить серии
комплексов - своеобразную лестничную структуру, состоящую из линз различного
генезиса [17, 27]. Благодаря тому, что в период неравномерного эвстатического
повышения уровня океана береговая зона мигрировала вверх по шельфу, в толще его
осадков закономерно оказались включены в виде линз береговые аккумулятив¬
ные образования и сопряженные с ними лагунные отложения. Подобные комплексы
10

Рис. 6. А - Схема расположения реликтов
древних аккумулятивных тел с сопряженными с
ними лагунными понижениями I-VI
1 - реликты древних аккумулятивных тел, 2 -
зоны с преимущественным развитием илистых
прибрежных отложений.
Б - Сводные стратиграфические колонки для
этих участков дна I-VI (по [17])
1 - песок, 2 - ракуша, 3 - ракушечный детрит,
4 - песчано-илистые отложения, 5 - илы морс¬
кие, 6 - илы лагунно-лиманные, 7 - коренные
глины
А
встречаются повсеместно - например, на шельфах Черного, Балтийского, Охотского,
Берингова и Чукотского морей [27], в прибрежной части Восточно-Сибирского моря и у
берегов дальневосточных морей [33], на подводном склоне Сахалина и в Японском
море [35].
Описываемые комплексы залегают на плейстоценовых осадках разного генезиса -
гляциальных и прибрежных. Все эти гряды фиксируют древние береговые линии,
представленные в свое время береговыми барами. Однако трудно согласиться с широ¬
ко распространенным мнением, что в процессе своего развития береговые бары не
успевали надстраиваться вслед за быстро поднимающимся уровнем моря, так как это
не подтверждается наблюдениями за реакцией береговой зоны на подъем уровня моря
на Каспии. Здесь скорость подъема уровня моря несравнимо более высокая, чем в
океане, однако береговые бары, отчленяющие лагуны, широко развиты и, несмотря
на часто наблюдаемый дефицит наносов, успевают надстраиваться и перемещаться в
глубь суши по мере подъема уровня моря.
Формирование большинства береговых баров, развитых на побережьях Мирового
океана, относится к началу голоценовой трансгрессии, когда подъем уровня океана
способствовал их образованию на краю суши и продвижению вверх по склону по мере
подъема уровня океана. Продолжающийся подъем уровня привел к затоплению
обширных пространств прибрежных низменностей и формированию за барами лагун, с
последующим их углублением. Последнее способствовало захоронению отдельных
участков береговых баров в лагуне и, как следствие, разрыву этих протяженных форм
11

на отдельные острова. Т.е., барьерные острова являются второй стадией развития
протяженных береговых баров.
По мере продвижения этих аккумулятивных тел вверх по шельфу, они часто
затапливались и вновь возникали в виде серии очередных береговых баров на бывших
лагунных берегах. Затем цикл повторялся и, таким образом, формировалась серия
затопленных береговых линий на подводном склоне. Надо отметить, что на низменных
побережьях, о которых все время идет речь, море затапливало не только прост¬
ранства прибрежной суши, но и ингрессировало в устья рек, в результате чего
образовывались или лиманы или эстуарии, если эти акватории глубоко вдавались в
сушу. Но и в том и другом случае на начальных этапах своего развития последние
были отгорожены от моря береговыми барами. Исключением, возможно, являлись
лишь те эстуарии, где существовали большие скорости приливно-отливных течений,
спровоцированные высокими приливами и рельефом прибрежной зоны. В третью
стадию своего развития барьерные острова или бары при своем продвижении в
сторону суши могли частично примыкать к более высоким и выступающим участкам
лагунного побережья, отчленяя таким образом участки акватории лагуны. Если они
причленялись с двух сторон, то происходило образование отгороженных пересыпями
заливов (например, Куршский и Вислинский). В том случае, если причленение
происходило лишь одной стороной, то образовывались косы (Аграханская коса, многие
косы Черного моря и др.). И, наконец, в четвертую стадию возможно полное исчез¬
новение островов или пересыпей. Так, барьерные острова в настоящее время исче¬
зают во многих районах восточного побережья Северной Америки, где они
"сваливаются" во время катастрофических штормов в лагуны. Аналогичным образом
могут захораниваться и пересыпи в устьях лиманов и эстуариев, где, благодаря
углублению последних, они тонут при своем движении вверх по склону и фиксируются
в дальнейшем на подводном склоне в виде затопленных береговых линий. Как пример,
можно привести затопленные пересыпи в устьях эстуариев на западном побережье
Северной Америки, в частности, у входа в бухту Золотой рог [36].
Таким образом, изложенные материалы приводят нас к выводу, что образование
береговых баров (барьерных островов) и связанных с ними и широко распрост¬
раненных по всему Миру лагунных побережий происходит только вторым, более
простым и логичным способом. Он также неоднократно и подробно описан в лите¬
ратуре и принципиально сводится к трангрессивному затоплению низменной прибреж¬
ной равнины, расположенной непосредственно за аккумулятивными береговыми
формами. Данные последних лет по исследованию побережий Мирового океана, а
также внутренних морей (Каспийское море) позволяют сделать вывод, что обра¬
зование береговых баров и барьерных островов возможно лишь над водоц у уреза.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Рычагов Г.И., Никифоров Л.Г. и др. Развитие берегов Каспийского моря в условиях современного
повышения уровня // Вести. МГУ. Сер. 5. 1996. № 4. С. 51-59.
2. Игнатов Е.И., Каплин П.А. и др. Влияние современной трансгрессии Каспийского моря на динамику его
берегов // Геоморфология. 1992. № 1. С. 12-21.
3. Бадюкова Е.Н., Варущенко А.Н. и др. Влияние колебаний уровня моря на развитие береговой зоны //
Вести. МГУ. Сер. 5. 1996. № 6 . С. 83-89.
4. Жиндарев Л.А., Никифоров Л.Г. Особенности морфолитодинамики отмелых песчаных берегов в
условиях колебаний уровня моря // Геоморфология. 1997. № 2. С. 9-19.
5. Зенкович В.П. О происхождении береговых баров и лагунных берегов // Тр. Ин-та океанол. 1957.
Т. XXL С. 3-39.
6. Морская геоморфология. Терминологический справочник. М.: Мысль, 1980. 278 с.
7. Зенкович В.П. Основы учения о развитии морских берегов. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 710 с.
8. Леонтьев О.К., Никифоров Л.Г. О причинах планетарного распространения береговых баров //
Океанология. 1965. Т. V. Вып. 4. С. 653-661.
9. Каплин П.А. О некоторых особенностях лагун северо-восточного побережья СССР //Тр. Океан, ком.
1957. Т. 2. С. 104-110.
12

10. Каплин Н.А. Некоторые закономерности образования лагун // Океанология. 1965. Т. IV. Вып. 2.
С. 290-294.
11. Каплин П.А. Новейшая история побережий Мирового океана. М.: Изд-во МГУ, 1973. 265 с.
12. Леонтьев О.К. Типы и образование лагун на современных морских берегах // Сб. XXI Межд. Геол.
Конгр. Изд-во АН СССР, 1960. С. 188-196.
13. Леонтьев И.О. Динамика прибойной зоны. М.: Изд-во ИО АН СССР, 1989. 189 с.
14. Айбулатов Н.А. Динамика твердого вещества в шельфовой зоне. Л.: Гидрометеоиздат, 1990. 274 с.
15. Обстановки осадконакопления и фации / Под ред. X. Рединга. Т. 1. М.: Мир, 1990. 370 с.
16. Бадюкова Е.Н., Варущенко AM. и др. О генезисе рельефа дна Северного Каспия // Бюлл. МОИП. Отд.
геол. 1996. Т. 71. Вып. 5. С. 80-89.
17. Невесский Е.Н. Процессы осадкообразования в прибрежной зоне моря. М.: Наука, 1968. 252 с.
18. Изучение геологической истории и процессов современного осадкообразования Черного и Балтийского
морей. Ч. 2. Киев: Наукова Думка, 1984. 157 с.
19. Колебания уровня морей и океанов за 15 000 лет. М.: Наука, 1982. 221 с^
20. Clark JA., Farrel W.E. at all. Global changes in Post-glacial sea level: a numerical calculation // Quatern. res.
1978. V. 9. P. 265-287.
21. Duffy W., Belknap D.F. at all. Morphology and stratigraphy of small barrier - lagoon systems in Maine // Marine
geol. 1989. V. 88. P. 243-262.
22. Wilkinson B.H. Late holocene history of the central Texas coast from Galveston Island to Pass Cavallo // Geol.
Soc. Amer. bull. 1978. V. 89. P. 1592-1600.
23. Bird E.C. Coasts. Introduction to systematic geomorphology. V. 4. Canberra. 1976. P. 96-218.
24. Winterhalter B. The quaternary of the south-west region of the polish Baltic // Geol. Survey of Finland. Special
paper 6. P. 31-37.
25. Богачевич-Адамчак Б. Позднеледниковая и голоценовая диатомовая флора в донных отложениях
Вислинского залива // Baltica. Вильнюс. АН Лит. ССР. 1982. Вып. 7. С. 11-17.
26. Кунскас Р. По поводу развития залива Куршю-Марес, дельты Нямунас и прибрежных болот // История
озер. Вильнюс. 1970. С. 393-414.
27. Каплин П.А., Невесский Е.Н. и др. Особенности строения и истории развития в голоцене верхней части
шельфа и прибрежной зоны современных морей // Океанология. 1968. Т. VIII. Вып. 1. С. 2-28.
28. Rampino M.R., Sanders J.E. Holocene transgressions in south-central Long Island // J. Sedim. petrol. 1980. V. 50.
№ 4. P. 1063-1080.
29. Sanders J., Komar N. Evidence of shoreface retreat and in place " drowning" during holocene submergence of
barriers, shelf off Fire Island // Geol. Soc. Amer. bull. 1975. V. 86. P. 65-76.
30. Kraft J.C. Lateral and vertical facies relations of transgressive barrier // AAPG bull. 1979. V. 63. № 12.
P. 2145-2163.
31. Clennen C.E., Ammerman AJ. Framework stratigraphy for the lagoon of Venice, Italy: revealed in new seismic
reflection profiles and cores // J. coastal res. 1997. V. 13. P. 745-759.
32. Kaszubovski L. Middle and late holocene transgressions of the Baltic sea in the central Polish coast // J. coastal res.
1992. V. 2. P. 301-311.
33. Геоморфология и палеогеография шельфа. М.: Наука, 1978. 224 с.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 14.04.98
COASTAL BARRIERS
E.N. BADUKOVA, Р.А. KAPLIN
Sum тагу
Coastal barriers are widespread marine accumulative forms, which often exist as barrier islands. Causes and
conditions of coastal barriers formation are under consideration. According to authors their origin relates to
transgressive reconstruction of coastal zone. They appear only at the water edge and on the condition when slope of
coastal land and offshore slope are in certain relation. The formation of submarine bars and their consequent appearance
above water level are impossible.
13

УДК 551.435.11
©1999 г. А.Н. КОНДРАТЬЕВ
СООТНОШЕНИЕ ТРАНСПОРТИРУЮЩЕЙ СПОСОБНОСТИ ПОТОКА
И СТОКА НАНОСОВ КАК УСЛОВИЕ ФОРМИРОВАНИЯ
РУСЕЛ РЕК РАЗНЫХ ТИПОВ
Расход наносов - количество наносов, проносимых потоком [1] (за единицу времени).
Транспортирующая способность потока - предельный расход наносов, который спосо¬
бен транспортировать поток [1]. Их этих определений видно, что расход наносов не
всегда равен транспортирующей способности потока. Транспортирующая способность
потока (по отношению к несомым им наносам) определяется гидравлическими характе¬
ристиками потока на конкретном участке реки и не зависит от количества приходящих
наносов с расположенного выше участка реки. Поэтому необходимо четко разделить
три понятия: поступление наносов на рассматриваемый участок реки с расположенного
выше участка; транспортирующая способность потока (сколько наносов может пе¬
ремещать поток); расход наносов, который представляет собой результирующую ве¬
личину от поступления наносов и транспортирующей способности потока.
Независимо от транспортирующей способности потока поступление наносов может
быть малым (мал), средним (ср) или большим (бол). В то же время транспортирующая
способность потока может быть независимо от количества поступающих наносов
также малой (мал), средней (ср) или большой (бол) (рис. 1, а).
Результатом сочетания поступления наносов и транспортирующей способности по¬
тока является расход наносов. Запишем в таких же условных знаках (мал, ср, бол) по¬
лучаемые величины расхода наносов. Расход наносов может быть больше поступления
наносов сверху лишь при эрозии - размыве русла. Иначе дополнительному количеству
наносов просто неоткуда взяться. С другой стороны, расход наносов не может быть
больше, чем транспортирующая способность потока (по определению) и если
поступающее количество наносов больше ее, происходит аккумуляция наносов. Таким
образом, получаем значения расхода наносов при различных сочетаниях поступления
наносов и транспортирующей способности, показанные на рис. 1, б.
На рисунке 1, в выделяются три характерные части: 1) диагональ, на которой пос¬
тупление наносов, транспортирующая способность потока и расход наносов совпада¬
ют; 2) треугольная часть рисунка выше этой диагонали, в которой транспортирующая
способность потока меньше поступающих наносов, а расход наносов равен транспорти¬
рующей способности; 3) часть ниже диагонали, в которой транспортирующая способ¬
ность больше подачи наносов, а расход наносов равен поступлению наносов.
Косыми линиями поле разделено на пять характерных частей, в которых в овалах
указаны значения отношения транспортирующей способности к поступлению наносов.
Диагональ, на которой транспортирующая способность, поступление наносов и расход
наносов равны, соответствует ленточно-грядовому типу руслового процесса.
Верхний треугольник соответствует случаю, когда транспортирующая способность
меньше поступления наносов, т.е. поступление наносов с расположенного выше участ¬
ка большое, а транспортирующая способность потока на этом участке не достаточна
для нормального транспорта этих предложенных реке наносов. Тип руслового процес¬
са, соответствующий такому случаю - русловая многорукавность.
Нижний треугольник показывает, что транспортирующая способность больше пос¬
тупления наносов. Все наносы, которые поступают сверху, перемещаются рекой, и
этого по сравнению с транспортирующей способностью оказывается даже мало. В
этом случае река начинает переносить влекомые наносы в виде побочней. Затрачивая
лишь часть своей энергии на транспорт поступающих сверху наносов, она еще начи¬
нает дополнительно деформировать берега, и поэтому - меандрировать (рис. 1, г). Та-
14

Поступление
наносов
Транспортирующая способность
Поступление
наносов
Транспортирующая способность
Транспортирующая способность Транспортирующая способность
Рис. 1. Значения расхода наносов и типы руслового процесса при различном сочетании транспортирующей
способности потока и поступления наносов с верхнего участка
Поступление
наносов
русловая
многорунавность ленто*/но~
S/ грядовьш
бол
ср
мал
побонневьш тип
меанбрирование
мал ср бол
Транспортирующая способность
Рис. 2. Значения расхода наносов и типы руслового процесса при различном сочетании
транспортирующей способности потока и поступления наносов с верхнего участка.
Стрелками показано увеличение расхода наносов
ким образом, предлагаемый порядок типов русловых процессов можно связывать не с
транспортирующей способностью потока и не с расходом наносов [2], а с отношением
транспортирующей способности потока к поступлению наносов с расположенного
выше участка реки. Такое отношение логично назвать относительная транспорти¬
рующая способность".
Рассмотрим, каков порядок изменений типов руслового процесса при увеличении
расхода наносов (рис. 2). Жирными стрелками на рисунке показано увеличение расхода
наносов. Горизонтальная стрелка показывает увеличение расхода наносов при пос¬
тоянном поступлении наносов, но увеличении транспортирующей способности потока.
Расход влекомых наносов увеличивается, приводя к изменению типа русла от русловой
15

многорукавности к меандрированию. Вертикальная стрелка показывает увеличение
или постоянство расхода наносов, но при постоянной транспортирующей способности
потока за счет увеличения поступления наносов. Река перегружается наносами и
начинает обтекать их, транспортировать "лишние” наносы по типу русловой много¬
рукавности. Поэтому принимать расход наносов за определяющий фактор типа
руслового процесса можно лишь с оговоркой о том, за счет чего происходит изменение
расхода наносов, т.е. за счет увеличения поступления наносов через верхний створ или
за счет увеличения транспортирующей способности потока (например, за счет
увеличения скоростей).
Рассмотрим порядок изменения типов руслового процесса при увеличении транспор¬
тирующей способности потока. На рисунке видно, что происходит изменение типов от
русловой многорукавности к меандрированию, что противоположно выводам
Н.Е. Кондратьева и И.В. Попова [2] (разрешение этого противоречия описано ниже).
Направление увеличения относительной транспортирующей способности таково: рус¬
ловая многорукавность —> ленточно-грядовый тип —» побочневый тип —» разные виды
меандрирования. При русловой многорукавности относительная транспортирующая
способность минимальна. Транспортирующая способность меньше предлагаемых реке
наносов. При меандрировании относительная транспортирующая способность макси¬
мальна. Транспортирующая способность больше поступления наносов (рис. 2).
При меандрировании происходит уменьшение транспортирующей способности по¬
тока за счет того, что уменьшается уклон поверхности потока из-за удлинения русла.
Представим некое прямолинейное русло, в котором транспортирующая способность
относительно велика. Разность между слишком большой транспортирующей способ¬
ностью и малым поступлением наносов приводит к развитию меандрирования, удли¬
нению русла и уменьшению транспортирующей способности. Причинно-следственная
цепочка образования меандрирования такова: транспортирующая способность потока
велика по сравнению с поступлением наносов —» излишек энергии —» деформация бе¬
регов —» образование меандрирования —» уменьшение уклона водной поверхности —»
уменьшение транспортирующей способности —»уравновешивание транспортирующей
способности и поступления наносов —» меандрирование реки при динамическом рав¬
новесии.
При русловой многорукавности из-за увеличения фронта перемещения наносов
транспортирующая способность потока увеличивается. Представим прямолинейное
русло, в котором транспортирующая способность потока относительно мала, затем
разность между малой транспортирующей способностью и относительно большим ко¬
личеством поступающих наносов приводит к образованию осередков, распластыванию
русла и уменьшению транспортирующей способности. По внешнему виду это на¬
чальное русло будто бы ничем не отличается от рассмотренного выше русла при об¬
разовании меандрирования.
Русловая многорукавность (по сравнению с тем гипотетическим руслом, из которого
она получилась) имеет относительно большую транспортирующую способность. В
реальном устойчивом русле, развивающемся по типу русловой многорукавности транс¬
портирующая способность потока должна быть равна поступлению наносов. Значит, в
прямолинейном виде в этом случае транспортирующая способность потока была
меньше поступления наносов, т.е. относительная транспортирующая способность -
маленькая (меньше единицы). Причинно-следственная цепочка при образовании русло¬
вой многорукавности такова: поступление наносов превышает транспортирующую
способность потока энергии на транспортирование всех наносов не хватает —> обра¬
зование осередков из "лишних" наносов —» распластывание русла —> увеличение фрон¬
та транспорта наносов —> увеличение транспортирующей способности —> уравновеши¬
вание транспортирующей способности и поступления наносов —» русловая и осе-
редковая многорукавность при динамическом равновесии. Ленточно-грядовый тип рус¬
лового процесса соответствует первоначальному равновесию поступления наносов и
транспортирующей способности. Трансформации русла не происходит.
16

Гипотетичесное Реальная pycnoBaj^
прямолинейное мноеорунаОность\
русло(неустойчивое) (устойчивая) i
1
1
1
1
! Лснточно - 1
грябоВьш [
, тип (сразу \
1 устойчид) |
I *=-=—=- “ ~ “1
* МеанВрироВание /йпотетичесное 1
! (устойчиво) прямолинейное \
j русло {неустойчивое) ,
;
с—> !
: •> У :
!
1
0 <1 '
I <1 L
! 1 !
J I L
! >1 ^ !
Относи те ль пая транспортирующая способность потопа
- — ^
Транспортирующая способность потопа У Ясли venue
Рис. 3. Схема образования русловой многорукавности и меандрирования
Теперь представим изложенные выше соображения об изменении транспорти¬
рующей способности при образовании русловой многорукавности и меандрирования на
едином рисунке (рис. 3). Из рисунка видно, что образование и русловой многорукав¬
ности и меандрирования связано с неравновесным первоначальным состоянием потока.
К образованию ленточно-грядового типа приводит первоначальный баланс между
транспортирующей способностью потока и поступлением наносов на участок. Меанд-
рирование образуется при неравновесном состоянии. Оно характеризуется первона¬
чальным превышением энергии потока над предлагаемыми ей наносами. Относи¬
тельная транспортирующая способность потока мала. Равновесное состояние дости¬
гается за счет уменьшения уклона потока. Русловая многорукавность образуется в
случае, когда транспортирующая способность потока мала по сравнению с поступаю¬
щими наносами. Относительная транспортирующая способность потока мала. Равно¬
весие достигается за счет увеличения фронта транспорта наносов. Ленточно-грядовый
тип соответствует равновесному состоянию.
Рисунок 3 показывает разрешение противоречия, состоящего в различии между
направлением увеличения транспортирующей способности в типизации Н.Е. Конд¬
ратьева и И.В. Попова и описываемыми выше соображениями. Н.Е. Кондратьев счи¬
тал, что при меандрировании транспортирующая способность мала и обосновывал это
ее уменьшением за счет удлинения русла [2] (перемещение влево в правой части
рисунка). Из уменьшения транспортирующей способности при образовании меандриро¬
вания нельзя делать вывод о малой ее величине. Скорее - наоборот (см. [3]).
Главные аргументы в пользу большой транспортирующей способности потока при
русловой многорукавности и малой транспортирующей способности при меандрирова¬
нии на самом деле являются аргументами, доказывающими увеличение транспорти¬
рующей способности при образовании русловой многорукавности и уменьшение транс¬
портирующей способности при образовании меандрирования. Рисунок 3 показывает
увеличение транспортирующей способности при русловой многорукавности, потому что
она была мала, а уменьшение транспортирующей способности при образовании меан¬
дрирования, потому что именно большая транспортирующая способность прямого
русла относительно поступления в него наносов привела к образованию меандриро¬
вания. Именно большая транспортирующая способность привела к ее уменьшению;
образовалось меандрирование.
17

Выводы
При равенстве транспортирующей способности потока и поступления наносов русло
сохраняется прямолинейным; разность между транспортирующей способностью потока
и поступлением наносов приводит либо к меандрированию (при большой транспор¬
тирующей способности), либо, наоборот, преобразуется в русловую многорукавность
(при большом поступлении наносов).
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Чеботарев А.И. Гидрологический словарь. Л.: Гидрометеоиздат, 1978. 308 с.
2. Кондратьев Н.Е., Попов И.В., Снищенко Б.Ф. Основы гидроморфологической теории руслового процес¬
са. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. 272 с.
3. Маккавеев Н.И., Чалов Р.С. Русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1988. 264 с.
Государственный гидрологический ин-т Поступила в редакцию
12.06.98
RELATION OF RIVER CARRYING CAPACITY AND SEDIMENT LOAD AS THE MAIN
FACTOR OF DIFFERENT TYPES RIVER CHANNELS FORMATION
A.N. KONDRATYEV
Summary
Multichanneled river bed appears when sediment load from the upper basin exceeds carrying capacity of the river in
the site. Meanders appear on the converse condition. If the sediment load equals carrying capacity in the straight
channel the latter continues straight (bandy-ridged).
УДК 551.4.504.06
© 1999 г. Э.А. ЛИХАЧЕВА, Д.А. ТИМОФЕЕВ, Г.П. ЛОКШИН,
Н.С, ПРОСУНЦОВА
ЭКОЛОГО-ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ КРИТЕРИИ ОЦЕНКИ ГОРОДСКОЙ
ТЕРРИТОРИИ1
Городская территория — это специфическая гео- и экосистема, со своеобразной
структурой и составом компонентов. Это территория, где взаимодействуют природ¬
ные, природно-техногенные и техногенные компоненты. Где в той или иной мере
изменены все природные составляющие: рельеф, литогенная основа, гидрогеологи¬
ческие и гидрологические условия, климатические условия. Это территория, где фор¬
мируется новый природно-техногенный комплекс, особенности функционирования кото¬
рого плохо изучены. Его развитие трудно предсказуемо, что само по себе представ¬
ляет опасность для людей, живущих на городских территориях. Техногенные компо¬
ненты оказывают на природные компоненты города, разнообразные по физической
природе воздействия: механическое (статическое и динамическое), химическое, биохи¬
мическое, электрическое, тепловое. Техногенные компоненты (здания и сооружения,
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 98-05-64334).
18

движущиеся и вибрирующие механизмы, различного рода коммуникационные линии и
другие) взаимодействуют и между собой. А антропогенные (техногенные) отложения,
которые по сути своей являются и продуктом техногенеза, и искусственной литогенной
основой одновременно, оказывают влияние как на природные компоненты, так и на
перечисленные выше техногенные.
Преобразование рельефа городской территории, приведение его в соответствие с
архитектурно-планировочными требованиями вызывает нарушение структуры поверх¬
ностного стока, изменение уровня и режима грунтовых вод и интенсивности экзоген¬
ных рельефообразующих процессов.
Одной из главных задач геоморфологии городских территорий является разработка
критериев экологической оценки рельефа и рельефообразующих процессов городских
и урбанизированных территорий. Критерий - это мерило оценки; верный отличитель¬
ный признак для распознавания истины; средство для решения; руководящая мысль,
определяющая отношение к данному предмету; точка зрения, являющаяся мерилом
для определения оценки; признак, положенный в основу оценки.
По определению Н.Ф. Реймерса, критерий экологический - это признак, на основа¬
нии которого производятся оценка, определение или классификация экологических
систем, процессов и явлений. Экологический критерий может быть природозащитным
(сохранение целостности экосистемы, места обитания), антропоэкологическим (воздей¬
ствие на человека, на его популяцию), хозяйственным (вплоть до воздействия на всю
систему "общество-природа"). Шкала экологических критериев должна строиться с
учетом всех трех типов критериев [1].
Особенностью эколого-геоморфологического анализа, по нашему мнению, является
рассмотрение условий местности под углом зрения социальных требований (потреб¬
ностей человека). Этот комплекс требований можно обозначить следующим образом:
безопасность, здоровье, ресурсы, привлекательность, доступность [2]. Исходя из этих
требований разрабатываются критерии и строится шкала показателей, на основании
которых производится оценка рельефа, и экологическая, и инженерная.
Под эколого-геоморфологическими критериями мы понимаем сочетания различных
геоморфологических показателей или признаков (морфометрические характеристики,
морфология рельефа, генезис, тип и интенсивность рельефообразующих процессов),
которые определяют условия жизни людей и на основании которых производится
оценка территории для обоснования проекта, планирования, прогнозирования - всех
типов природопользовательских мероприятий.
Для проведения эколого-геоморфологической оценки городской территории прежде
всего необходимо определить перечень показателей (естественных и техногенных)
городской среды, влияющих как на принятие инженерных решений, так и на принятие
решений по экологической безопасности населения. В таблице 1 показана роль разных
показателей при одновременной инженерной и экологической оценке городской среды.
Инженерно-геоморфологическая оценка подразумевает рассмотрение инженерных
свойств рельефа (в основном, определяющих его устойчивость), эколого-геоморфоло¬
гическая оценка направлена на рассмотрение тех свойств и особенностей рельефа, ко¬
торые создают условия комфорта проживания: влияют на жизнь людей, их безопас¬
ность, их здоровье (в том числе и психофизическое состояние). В этой оценке должны
рассматриваться и эстетические свойства рельефа (оригинальность, непохожесть,
уникальность). Несомненно, что инженерные свойства рельефа определяют безопас¬
ность проживания, но в данном случае мы акцентируем внимание в основном на тех
аспектах экологической оценки рельефа, которым ранее не уделялось (или уделялось
недостаточно) внимания. В нашу компетенцию не входит оценка всего комплекса ха¬
рактеристик социальной, экономической и экологической привлекательности. Обра¬
тимся к тем, что определяются рельефом. Рельеф управляет балансом поступающей
солнечной энергии, водным балансом и перемещением вещества, оказывает сущест¬
венное влияние на формирование структуры городской экосистемы: на строительство
и эксплуатацию здание, сооружений, коммуникаций; на санитарно-гигиенические
19

Таблица 1
Характеристики среды и их применение при эколого-геоморфологической оценке территории
Характеристики
городской среды
(условия и показатели)
Инженерный аспект
Оценка территории
Экологический аспект
Геоморфологические:
тип рельефа
палеорельеф
расчлененность
рельефа (суммарная
вертикальная и
горизонтальная)
уклоны поверхности
экспозиция склонов
Геологические:
структурно¬
тектоническое
строение
тип и генезис
отложений
Гидрологические и
гидрогеологические:
грунтовые воды
Оценка степени устойчивости тер¬
ритории для функционального зониро¬
вания; оценка развития комплекса
экзогенных и эндогенных процессов
Оценка влияния палеорельефа на
гидрогеологические условия, вероят¬
ность активизации карста, провально-
просадочных явлений, степень сейсми¬
ческой проводимости
Оценка по степени благоприятности
для строительства; оценка развития
комплекса экзогенных процессов: кар¬
ста, оползней, эрозии; оценка необхо¬
димости и размещение объектов по
защите от процессов эрозии; оценка
необходимости и размеров земляных
работ по вертикальной планировке
территории; оценка вероятности раз¬
вития подтопления, заболачивания,
суффозионно-просадочных явлений
Архитектурно-планировочные реше¬
ния застройки; оценка величины по¬
верхностного стока; оценка сложности
прокладки коммуникаций, размещения
и плотности ливневой канализации
Выбор места дДя объектов социальной
инфраструктуры
Оценка степени сейсмической устойчи¬
вости территории
Оценка инженерных свойств грунтов,
устойчивости территории, необходи¬
мости сооружения объектов по защите
территории от негативных геологиче¬
ских процессов; оценка геохимических
условий; оценка сложности прокладки
коммуникаций; оценка развития комп¬
лекса геологических процессов: кар¬
ста, оползней, неравномерного сжатия
грунтов; оценка коррозионной опасно¬
сти грунтов и их устойчивости к
динамическим нагрузкам
Оценка глубины залегания, агрессив¬
ности, градиента вертикальной филь¬
трации для определения степени
подтопленности и объема работ по
обеспечению нормальной дрениро-
ванности территории, возможности
загрязнения подземных вод, необхо¬
димости гидроизоляции подземных
коммуникаций
Оценка безопасности проживания и
экологической привлекательности лан¬
дшафта и типа застройки
Оценка безопасности проживания
Оценка экологической привлекатель¬
ности ландшафта и типа застройки;
оценка потери экологической привле¬
кательности ландшафта после работ
по вертикальной планировке; оценка
влияния этих процессов на условия
жизни и здоровье населения
Оценка возможности загрязнения
поверхностным стоком; оценка веро¬
ятности повреждения коммуникаций и
возможной степени загрязнения (ухуд¬
шение условий проживания)
Оценка обеспеченности необходимой
инсоляцией
Оценка сейсмической опасности и
готовности населения к землетря¬
сению
Оценка безопасности проживания на
городской территории по комплексу
инженерных условий; выявление зон
экологического (в данном случае
геохимического) комфорта и диском¬
форта; оценка вероятности загрязне¬
ния почв и грунтовых вод, распростра¬
нения "болезней" растений
Оценка вероятности подтопления и
развития кровососущих насекомых и
патогенной микрофлоры на подтоп¬
ленных и загрязненных участках;
оценка состояния зеленых насаждений
и рекреационных зон
20

Таблица 1 (окончание)
Характеристики
городской среды
(условия и показатели)
Инженерный аспект
Оценка территории
Экологический аспект
поверхностные воды
подземные воды
Техногенные
характеристики:
техногенные грунты
плотность застройки
и закрытость
территории
плотность авто- и
рельсовых дорог
силовые линии
(кабели,
высоковольтные
линии)
Оценка степени опасности навод¬
нений, процессов абразии по берегам
водотоков и водоемов и необходи¬
мости возведения защитных соору¬
жений
Оценка запасов; оценка технического
качества воды, степени защиты от
загрязнения
Оценка мощности и площадей распро¬
странения техногенных отложений,
возможности их мелиорации или лик¬
видации; инженерных свойств, в том
числе коррозионных свойств, вибраци¬
онных, электрических, тепловых
Выбор участков для перспективного
строительства или альтернативного
использования территории
Корректирование планировочной
структуры и выбор участков для
перспективного строительства
Корректирование планировочной
структуры и выбор участков для
перспективного строительства
Оценка питьевых и эстетических
качеств водоемов и возможности их
использования для рекреационных
целей
Оценка питьевых качеств и возмож¬
ности использования для питьевых и
бальнеологических целей
Оценка степени патогенности
техногенных отложений; вероятности
загрязнения почв и грунтовых вод;
распространения "болезней" растений
Оценка проветриваемости террито¬
рии, ее экологической привлекатель¬
ности (наличие мест отдыха, социаль¬
ной инфраструктуры) и степени само¬
очищения поверхностным стоком
Оценка техногенных полей вибрации и
блуждающих токов, шумового загряз¬
нения; оценка защищенности объек¬
тов социальной инфраструктуры (дет¬
ские сады, школы, лечебные заведе¬
ния) и историко-архитектурных объек¬
тов от воздействия физических полей
и химического загрязнения
Определение зон экологического (в
данном случае геофизического) ком¬
форта и дискомфорта; определение
зоны электрокоррозионной опасности;
определение зоны влияния высоко¬
частотных электромагнитных полей
на жителей города; оценка влияния
электромагнитных полей на биоту
условия (в том числе и на формирование техногенных физических полей, геохими¬
ческих полей, на состояние атмосферы); на ландшафтно-архитектурное решение
городской застройки; на здоровье населения.
Впервые в набор оценок включены такие, как "экологическая привлекательность",
"психофизическое состояние населения" и "болезни растений". В целом, таблица 1
представляет собой программу по максимальному использованию базы знаний для
всесторонней оценки условий городской среды.
Выработка критериев, на основании которых можно провести оценку устойчивости
измененного рельефа, является основной задачей инженерной и экологической
геоморфологии. Прежде всего следует отказаться от деления изменений рельефа на
"незначительные" и "значительные". Лучше подразделить изменения рельефа на
"неопасные" и "опасные". Опасность для жизни людей, связанная с изменением релье¬
фа на освоенных (в том числе и городских) территориях, заключается в следующем:
1) катастрофическая активизация экзогенных рельефообразующих процессов, харак¬
терных для данного региона; 2) развитие нетипичных процессов - возникновение оча¬
гов техногенных землетрясений, динамических смещений грунтов на склонах и горных
21

Таблица 2
Неопасные и опасные изменения некоторых природных условий
Неопасные изменения
природных условий
Опасные изменения природных
условий
Последствия опасных изменений
природных условий для городских
территорий
Морфометрические характеристики
Изменены в пределах
среднестатистических
естественных показателей
Превышают максимальные зна¬
чения показателей для данной
местности; влияние рельефа на
распределение давления и напря¬
женного состояния пород по
глубине втрое превышает вели¬
чину вертикального расчленения
Происходит коренная перестройка
структуры гидросети и баланса сноса-
аккумуляции материала, перераспре¬
деление напряженного состояния пород,
увеличение сейсмичности территории
Уровень грунтовых вод (УГВ)
Изменен в пределах го¬
довых колебаний
Показатели УГВ превышают
пределы среднестатистических
многолетних колебаний более,
чем на 5 м
Распространение подтопления на уча¬
стках ранее благоприятных по УГВ;
изменение режима грунтовых вод, что
влияет как на миграцию химических
элементов, так и на формирование новых
геохимических аномалий - геопатогенных
зон
Воздействия на литосферу
Практически не изменяет
температурный режим и
водообмен, плодородие
почв и геохимический фон,
сейсмичность территории
Накопление техногенных отложе¬
ний, создающих геохимические
аномалии; возникновение техно¬
генных физических полей, изме¬
няющих физико-механические
свойства пород; изменение сейс¬
мичности территории на 1-2
балла
Ухудшение физико-механических свойств
пород, вызывающих деформации зданий и
сооружений, разрушение коммуникаций;
возникновение геофизических и геохими¬
ческих аномалий - геопатогенных зон;
увеличение сейсмичности территории
настолько, что требуется проведение
антисейсмических мероприятий
Площадь воздействия
Площадь бассейна 1-го по¬
рядка не изменяет струк¬
туры водосборного бассей¬
на 2-3-го и более высоко¬
го порядка
Воздействие распространяется на
водосборные бассейны 4-5-го
порядка
Происходит перестройка водосборов ма¬
лых рек, структуры гидросети и баланса
сноса-аккумуляции: активизация суффо-
зионно-просадочных явлений, карста
выработках, деградация многолетнемерзлых пород; 3) возникновение зон повышенного
экологического дискомфорта - техногенные бедленды, техногенные геохимические
аномалии, горящие свалки и отвалы, новые геопатогенные зоны и т.д.; 4) оскудение
природных ресурсов - деградация сельскохозяйственных угодий, рекреаций, охот¬
ничьих угодий и ландшафтного своеобразия местности; 5) истощение водных ресур¬
сов - иссушение рек, озер. Снижение запасов подземных вод и т.д. (табл. 2).
В следующих таблицах мы предлагаем количественные критерии для проведения
некоторых видов оценки. В таблице 3 даны результаты типизации морфометрических
показателей по степени благоприятности для строительства, основанные как на
анализе Строительных Норм и Правил (СНиП), так и на собственных расчетах и
наблюдениях.
22

Таблица 3
Типизация морфометрических показателей по степени благоприятности для строительства
Степень благоприят¬
ности условий
Категория и степень
расчлененности
Морфометрические показатели
Крутизна
склонов, град.
Глубина расчле¬
нения, м/км2
Густота расчле¬
нения, км/км2
Благоприятные
Слаборасчлененные (1)
до 6
до 25
до 1
Относительно
Умереннорасчлененные
6-12
25-35
1-2
благоприятные и
(2)
неблагоприятные
Особо
Сильнорасчлененные
>12
>35
>2
неблагоприятные
(3)
Таблица 4
Оценка территории города по морфометрическим показателям (степень опасности развития природных и
техногенных процессов)
Возможные процессы
Морфометрические
показатели в соответствии
с табл. 2 (количество)2
Степени опасности развития природных и
техногенных процессов (баллы)
Благо¬
прият¬
ные
Небла¬
гопри¬
ятные
Особо
небла¬
гопри¬
ятные
Подтоп¬
ление3
Эрози¬
онные
Ополз¬
невые
Сейс-
мич-
ность
Вибра¬
ция
Слабые плоскостной смыв
и линейная эрозия
2-3
0-1
0
3
1
Минимальная опасность
Умеренные плоскостной
смыв, линейная эрозия,
небольшие оплывины
вдоль эрозионных врезов
1-2
.1-3
0-1
2
Относительная опасность развития процессов
Умеренные и сильные
линейная и боковая
эрозия, оползни глубокого
и мелкого заложения
0-1
1-2
2-3
1
3
Максимальная опасность
2 - следует читать - все три морфометрических показателя относятся к группе "благоприятные" и т.п.
3 - уровень грунтовых вод расположен на глубине от 0 до 3 м от поверхности земли.
Морфометрические характеристики рельефа взаимозависимы, но коэффициенты
парных корреляций не слишком велики (0,4-0,6), т.к. на морфометрию рельефа ока¬
зывают большое влияние литолого-геологические факторы, особенности развития
рельефа, климатические характеристики. Поэтому условия на определенных участках
городской территории могут характеризоваться показателями, принадлежащими раз¬
ным категориям. Например, два показателя (крутизна склонов и глубина расчлене¬
ния) - "благоприятные", а один - густота расчленения - "неблагоприятный".
Тем не менее, сочетание определенных показателей разных категорий ограничено и
позволяет разделить эти условия на три группы по степени опасности: развития эро¬
зионных процессов, подтопления, сейсмичности, динамических воздействий, что и пока¬
зано в таблице 4.
23

Морфометрические показатели являются одним из главных инженерно-геоморфоло¬
гических критериев. Но расчлененность рельефа может рассматриваться и как эко¬
логическое условие, как экологический критерий оценки, в частности, привлекатель¬
ности рельефа. Так, по результатам, проведенных ранее работ [2], наиболее привле¬
кательными для городской экосистемы явяются умереннорасчлененные территории
(категория 2, табл. 3) с умеренным развитием плоскостного смыва и эрозии.
Таким образом, с помощью морфометрического анализа можно оценить городскую
территорию п6 ряду. природных и техногенных процессов, что в конечном итоге
позволяет считать расчлененность рельефа одним из комплексных критериев для
построения карты экологической безопасности населения,
Однако следует обратить внимание на то обстоятельство, что одни и те же мор¬
фологические условия различно влияют на активизацию и протекание техногенных
процессов. В частности, условия благоприятности для развития подтопления исключа¬
ют опасность активизации эрозии. Следовательно, необходим выбор критериев для
оценки: а) совместимых процессов, возникающих в одинаковых условиях; б) взаи¬
моисключающих процессов; в) процессов взаимозависимых (например, при повышении
УГВ увеличивается степень сейсмичности территории вне зависимости от других
условий). С этой целью мы предлагаем критерии оценки (по комплексу показателей)
условий, необходимых для развития некоторых процессов и техногенных физических
полей (табл. 5). Таблица 5 основана на литературных и собственных полевых и экспе¬
риментальных данных [2-7].
В заключение рассмотрим последовательность экологогеоморфологической оценки
территории, которая является по сути оценкой устойчивости территорий для функцио¬
нального зонирования с точки зрения безопасности населения. Проведение оценки
городской территории (округ, район, микрорайон и т.п.) будет показано для масштаба
1:10000 с перечислением необходимого информационного материала.
На первом этапе необходимо оценить обеспеченность территории геологической,
гидрогеологической, геоморфологической, гидрологической и др. информацией и
достаточность имеющейся режимной сети, что должно быть отражено на картах фак¬
тического материала.
На следующем этапе оцениваются инженерные (геологические, геоморфологи¬
ческие, гидрологические) условия территории. Результатом такой оценки должны
стать карты инженерно-геологического районирования с выделением зон разной
степени опасности проявления экзогенных и эндогенных процессов.
Третьим этапом явится оценка геоэкологических условий, включающая определе¬
ние техногенных преобразований территории, техногенных процессов, степени загряз¬
нения окружающей среды промышленными и бытовыми отходами, интенсивности
искусственных физических полей, которая будет показана на картах риска. 1). Гео¬
логического риска, связанного с особенностями литологического строения, гидрогео¬
логических условий и вероятностью проявления различных геологических процессов.
На степень риска также оказывает влияние наличие техногенных отложений, изме¬
нения рельефа и структуры гидросети, поверхностного и подземного стока. 2). Геохи¬
мического риска, определяемого по степени загрязнения всех депонирующих сред (поч¬
вы, растительности, воздуха и т.д.). 3). Геофизического риска, включающего оценку
шумового, вибрационного, теплового, электрического и радиационного полей. 4). Ин¬
тегральная карта геоэкологического риска составляется на основе всех вышепере¬
численных видов риска.
На четвертом этапе выявляются опасные для города и населения объекты (пожа-
ро-, химически-, радиационноопасные и др.), в том числе расположенные в зонах
повышенного риска. Выходным материалом в этом случае являются карты источников
опасности с выделением зон их влияния.
На следующем этапе производится оценка возможного загрязнения (поражения)
территории при авариях на опасных объектах. Составляются для различных погодных
условий модели-варианты: площади поражения, степени атмосферного загрязнения и
24

Таблица 5
Эколого-геоморфологические критерии оценки устойчивости территории к техногенным опасностям
Тип опасности
Критерии устойчивости
■л
Критерии неустойчивости
Риск при освоении
Подтопление (нор¬
мативы по уровню
УГВ: для промзон
до 5 м; для жилых
зон до 3 м; для
парков до 1,5 м)
Умеренно расчленные
наклонные поверхности
(категория 24), склоны
флювиогляциальных
равнин и аллювиальных
террас сложенные водо¬
проницаемыми породами
(супеси, пески) мощно¬
стью более 5 м; сильно-
расчлененные террито¬
рии (категория 3), сло¬
женные любыми типами
рыхлых пород, со
склонами обеспечиваю¬
щими более 75%
поверхностного стока
Плоские поверхности водораз¬
делов (уклоны менее 1°; глуби¬
на расчленения менее 5 м/км2,
густота расчленения - 0,0-0,1
км/км2), сложенные покров¬
ными и моренными суглинками,
гдр формируется верховодка;
пойма, замкнутые низины и
котловины, сложенные мезо-
кайнозойскями породами, в
разрезе которых есть водоупор
на глубине 3-5 м; наличие
техногенных отложений; забо¬
лоченные и заторфованные
участки
Риск увеличивается при
закрытости территории
(застройкой и асфаль¬
том) более чем 50%
площади, при уничтоже¬
нии мелкой дренажной
сети
Динамическое
воздействие
(вибрация)
Рельеф с морфометри¬
ческими характеристи¬
ками 1 категории; флю-
виогляциальные и аллю¬
виальные поверхности;
территории, сложенные
плотными породами (гра¬
нитами, известняками);
УГВ > 4 м
Крутые склоны (более 10°),
глубина расчленения более 35
м/км2; Территории, сложенные
суглинками, глинами и техно¬
генными осадками мощностью
более 4 м; УГВ < 1 м (на таких
территориях может происхо¬
дить приращение сейсмичности
до 2 баллов и более, что
приводит к удорожанию стои¬
мости строительства жилья от
Шло 25%)
Риск увеличивается при
высокой плотности авто¬
мобильных и рельсовых
дорог и уровне создавае¬
мой вибрации 5= 65 дБ
Искусственные
электрические
поля - электрокор¬
розия
Речные аллювиальные
террасы, флювиогляциа-
льные равнины, сложен¬
ные преимущественно
песками с включениями
гальки; УГВ > 5 м
Моренные равнины, сложенные
глинами и тяжелыми суглин¬
ками, наличие техногенных от¬
ложений с включением орга¬
ники; с морфометрическими ха¬
рактеристиками прямой зави¬
симости не выявлено - эти по¬
казатели влияют опосредован¬
но, например, через УГВ;
УГВ < 1-3 м
Риск увеличивается
вблизи электрифици¬
рованного рельсового
транспорта, станций ка¬
тодной защиты, кабель¬
ных линий; скорость
электрокоррозии метал¬
лических частей соору¬
жений > 1 мм/год
Тепловое поле
Речные аллювиальные
террасы, флювиогляциа-
льные равнины; УГВ >
> 5 м; влажность грун¬
тов <11%
Моренные равнины, сложенные
глинами и тяжелыми суглин¬
ками, наличие техногенных
отложений с включением орга¬
ники; с морфометрическими
характеристиками прямой зави¬
симости не выявлено; эти пока¬
затели влияют опосредованно,
например, через УГВ. УГВ
изменяется в пределах 3-5 м
влажность грунтов 11-13%
Риск увеличивается
вблизи источников теп¬
лового поля (горячие це¬
ха, теплотрассы, газо- и
нефтепроводы и т.п.);
оценивается риск по ве¬
личине коррозионной
опасности (возрастает
скорость почвенной кор¬
розии)
Статические
нагрузки
Слабо- и умереннорас-
члененные поверхности
моренных равнин с мощ¬
ностью отложений более
10 м; УГВ > 3 м; тех¬
ногенные грунты отсут¬
ствуют или их мощность
меньше 3 м
Умеренно- и сильнорасчленен-
ные поверхности флювио¬
гляциальных равнин и аллю¬
виальных террас, сложенных
песками; поймы и заторфо¬
ванные территории; террито¬
рии, где развит процесс подто¬
пления
Неравномерные оседа¬
ния поверхности приво¬
дят к деформации зданий
и сооружений, наруше¬
нию целостности трасс
коммуникаций
4 См. таблицу 3.
25

величины зоны переноса, степени и ареала загрязнения поверхностных и подземных
вод. Разрабатываются также схемы эвакуации населения из опасных зон при авариях
на объектах.
Шестым этапом является определение наиболее важных для города и населения
объектов: детские, лечебные и учебные учреждения, источники жизнеобеспечения
города. Для выделенных объектов составляются схемы по их инженерной защите,
разрабатываются перечень мероприятий по обеспечению безопасности населения и
схемы эвакуации людей.
Седьмой этап - это оценка возможных потерь и ущербов (экономических, социаль¬
ных, экологических и т.п.) при существующем направлении развития территории, при
изменении хозяйственной и градостроительной деятельности на отдельных участках
территории. Итогом такой оценки явятся: расчет и анализ ущербов; разработка
альтернативных решений по развитию территории; определение доходов (в том числе
и моральных) при переориентации хозяйственной и градостроительной деятельности.
На восьмом этапе выявляются опасные объекты, расположенные на сопредельных
территориях, и степень их влияния на исследуемый участок. В результате иссле¬
дований составляются карты зон влияния опасных объектов, расположенных в сосед¬
них районах, разрабатываются схемы проектов по защите территорий от их вредного
воздействия.
На следующем этапе определяется необходимость проведения дополнительных
изысканий для составления проектов генерального развития и инженерной защиты.
На последнем этапе эколого-геоморфологической оценки территории с целью
обеспечения безопасности населения разрабатываются мероприятия на перспективу с
учетом градостроительных тенденций и зон риска для составления схем генерального
развития и стратегических решений.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Реймерс Н.Ф. Природопользование. М.: Мысль, 1990, 253 с.
2. Город - экосистема / Э.А. Лихачева, Д.А. Тимофеев, М.П. Жидков и др. М.: ИГ РАН, 1996, 336 с.
3. Кофф ГЛ., Петренко С.И., Лихачева Э.А., Котлов Ф.В. Очерки по геоэкологии и инженерной геологии
московского столичного региона. М.: РЭФИА, 1997. 185 с.
4. Лихачева Э.А., Курбатова Л.С., Махорина Е.И. Карта техногенных отложений и техногеннопогребенной
гидросети территории г. Москвы // Геоморфология. 1998. № 1. С. 61-67.
5. Лихачева Э.А., Просунцова Н.С., Локшин Г.П. Воздействие техногенных физических полей в больших
городах / ВИНИТИ сб. "Проблемы безопасности при чрезвычайных ситуациях". Вып. 12. 1996. С. 30-56.
6. Москва: геология и город. / Гл. ред. В.И. Осипов, О.П. Медведев. М.: Московские учебники и
картолитография, 1997. 400 с.
7. Справочник проектировщика. Градостроительство / Под общей редакцией В.Н. Белоусова. Изд. 2-е,
перераб. и доп. М.: Стройиздат, 1978. 367 с.
Ин-т географии РАН, Поступила в редакцию
Ин-т геоэкологии РАН 17.11.98
ECOGEOMORPHOLOGIC CRITERIA OF URBAN TERRITORY EVALUATION
E.A. LIKHACHEVA, D.A. TIMOFEYEV, G.P. LOKSHIN, N.S. PROSUNTSOVA
Summary
The data base structure, investigation principles and ecogeomorphologic criteria of urban territory evaluation are
suggested.
26

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№3
июльг-сентябрь
1999
От редколлегии
После опубликования в № 1 журнала "Геоморфология” за 1998 г. статьи С.Б. Кузь¬
мина "Активные разломы как факторы геоморфологического риска и их ланд¬
шафтнообразующая роль" редакция получила рецензию А.А. Никонова, достаточно
критически оценившего ее основные положения. Редколлегия надеется, что с ответом
С.Б. Кузьмина и "резюме" А.А. Никонова к завязавшейся дискуссии будет интересно
ознакомиться нашим читателям. Учитывая актуальность проблемы активных раз¬
ломов, мы в этом же разделе публикуем статью В.И. Макарова на эту же тему.
УДК 551.432
ДИСКУССИИ
© 1999 г. А.А. НИКОНОВ
АКТИВНЫЕ РАЗЛОМЫ КАК ФАКТОР РИСКА ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИХ
ПРОЦЕССОВ (О ПРОБЛЕМЕ И СТАТЬЕ С.Б. КУЗЬМИНА)1
Статья, открывающая первый номер журнала, тем более если она имеет подзаголовок
"общая концепция исследования", не может не обратить на себя особого внимания.
Действительно, выявление роли активных разломов в морфогенезе, в определении
опасности природных процессов и в оценке степени этой опасности для человеческого
общества может считаться в настоящее время одной из ключевых проблем геоморфологии.
Это связано и с явным прогрессом в изучении активных разломов, и с достижениями в
изучении неблагоприятных и опасных процессов, и с ростом как самой опасности этих
процессов, так и ее осознания. С этой точки зрения появление статьи на означенную тему в
журнале и даже ее выделение можно считать своевременным и оправданным. Но к такой,
претендующей на концептуальность статье и критерии следует предъявлять самые высокие,
чтобы выделяемое направление сразу получило четкие цели и ясные перспективы развития.
В статье, посвященной разработке общей концепции, на мой взгляд, должны, как
минимум, присутствовать: а) четко очерченная проблема на фоне современного состояния
исследований; б) выделение узловых вопросов и конкретных путей их решения; в) четкая
понятийная база (в русле мировых разработок) и отшлифованная терминология или
вскрытие разных точек зрения, различий в употреблении терминов. В обсуждаемой статье с
этими положениями дело обстоит неблагополучно. В ней есть положения как минимум
спорные, недостаточно продуманные и внутренне противоречивые, не согласующиеся с
вошедшими в мировую науку и практику. Для статьи полемической это было бы допустимо,
но не для программной.
С.Б. Кузьмин пишет: "Цель моего исследования... невелика, а именно: изучение активных
разломов как факторов геоморфологического риска и определение их роли в
формировании рельефа и физико-географического ландшафта (стр. 3). Само собой
разумеется, что достижение этой цели невозможно без четкого определения, авторского
или цитируемого, коль скоро понятия введены до автора, основных понятий и терминов.
1 Кузьмин С.Б. Активные разломы как фактор геоморфологического риска и их ландшафтнообразующая
роль (общая концепция исследований) // Геоморфология. 1998. № 1. С. 3-9.
27

О понимании и выделении активных разломов* Изучение активных разломов в последнее
десятилетие выделилось в особое направление, обеспеченное множеством публикаций зару¬
бежных и отечественных, в том числе карт и объяснительных записок к ним, а также тру¬
дов специальных совещаний и симпозиумов [1-15]. Эти базовые публикации 1984-1996 гг.
остались С.Б. Кузьмину в большинстве своем не известны, если судить по списку цитиро¬
ванной литературы. Это означает, что автор не в курсе последних разработок, дискуссий и
предложений по поводу понимания, способов выделения и картирования активных
разломов.
Вероятно, именно поэтому С.Б. Кузьмин заявляет: "...активными называются разломы,
проявляющие активность на неотектоническом этапе" (стр. 4). В этом "определении" соче¬
таются тавтология и одиозность представлений. Достаточно познакомиться со свежими
публикациями [3, 6-15], чтобы не осталось сомнения в том, что признание активными
разломов, развивающихся в течение кайнозоя, давно устарело, практически не употребля¬
ется и только размывает объект и способы исследования. Уже в монографии Вита-Финци
1986 г. [16] приведен обзор понимания активных разломов с оценками возраста таковых в
разных странах от 5 до 500 тыс. лет. Не претендуя на окончательность формулировки,
автор настоящей статьи выдвинул несколько лет тому назад и защищает следующее опре¬
деление: "Активным разломом предлагается называть такое дизъюнктивное тектоническое
нарушение геологических тел на поверхности (в рельефе) и/или в недрах, которое несет
признаки направленного перемещения... разделяемых им блоков (крыльев) в течение
последних сотен тысяч лет на величину не менее 0,5-1,0 м на базе (поперек нарушения) не
более 0,5-1,0 км, т.е. со среднерасчетной скоростью не менее сотых долей мм/год" [3, стр.
17; 13, 14]. Там же можно найти и обоснование предложенного понимания и определения.
С.Б. Кузьмин, опираясь на четыре работы 1983-1991 гг. (В.Г. Трифонова, К.Г. Леви
и др.), не ориентированные на изучение собственно активных разломов или касающиеся
локальных особенностей их проявления, утверждает (в 1996-1998 гг.): "существуют два
основных взгляда на активные разломы. Во-первых, активными называют разломы, под¬
вижки по которым порождают сейсмические события... Во-вторых, ...которые образуют
характерные формы рельефа... и за счет крипа... и влияют на изменение топографии земной
поверхности" (стр. 4). Принимается второе "понятие" (а вернее, понимание).
Специалистам по современной тектонике и сейсмичности хорошо известно, что пове¬
дение разлома или режим перемещения по нему могут меняться во времени и по прости¬
ранию разлома, переходя от импульсного сейсмического к криповому (см. на эту тему
специальный раздел в монографии [17]). Далее (стр. 5) автор признает это положение, но
при этом вступает в противоречие (не проясняемое) с текстом своей статьи на стр. 4.
Разломы, подвижки по которым порождают землетрясения, относят, в первую очередь, к
сейсмогенерирующим, во всяком случае в русскоязычной литературе. Можно считать об¬
щепризнанным, что сейсмогенерирующие разломы - это только одна из разновидностей
разломов активных. Они же, однако, очень часто создают резкие характерные формы
рельефа, а именно, эскарпы, рвы, крутые склоны, так что после очередных землетрясений в
зонах таких разломов интенсифицируются и оживают сопутствующие рельефообразующие
процессы и преобразования.
Так что при изучении рельефообразующей (рельефопреобразующей) роли активных
разломов противопоставлять сейсмогенерирующие разломы тем, что "образуют харак¬
терные формы рельефа" фактически и методологически неверно, как и нет оснований для
предпочтения одного из "понятий".
Автор утверждает (принимает) без оговорок и обсуждения, что "земная кора имеет раз-
ломно-блоковое строение" и это обусловливает развитие как прямого, так и инверсионного
рельефа" (стр. 4). Распространенные и достаточно обоснованные представления о склад¬
чато-глыбовом, слоисто-блоковом строении земной коры игнорируются, не говоря уже о
новейших представлениях в области реидной (объемной) тектоники. Но и в рамках
представлений о разломно-блоковом строении коры концепция автора вызывает возра¬
жения. "Блоки относительно менее активны, чем разделяющие их разломы" (стр. 4), -
сообщает автор. На самом же деле активны как раз блоки (точнее, геологические тела),
тогда как заметить и определить их активность удается лучше всего именно в контактных
зонах, т.е. на разломах. Достаточно вспомнить ледоход на реке. Другое дело, что градиенты
перемещений в межблоковых участках (в активных разломах) несравненно выше, чем
внутри блоков. Если новейшие и современные движения блоков существуют, то именно
внутри блоков, а не только по их границам, геоморфологическими методами можно опре¬
делить подвижность этих блоков. Именно в таком контексте и с такой методической
28

установкой должно происходить выявление роли активных разломов в морфогенезе. В
этом, на мой взгляд, состоит одно из основных положений общей концепции исследования
проблемы.
Ссылаясь на прежние работы В.Г. Трифонова и Н.П. Костенко, автор пишет: "Именно в
местах развития активных разломов на земной поверхности и в ее недрах (в недрах
поверхности?! - А.Н.) мы наблюдаем интенсивные изменения в природной среде..." (стр. 3).
Что такое "интенсивные" изменения? Какова мера? Интенсивные изменения, действитель¬
но, происходят в связи с активными разломами, но только с интенсивно развивающимися
(нередко с унаследованным последействием). Степень активности разломов различна, не
одинаков их режим, различна кинематика. Вот главные вопросы и направления иссле¬
дований, которые в рассматриваемой статье, претендующей на изложение общей концепции
исследования, фактически не обсуждаются. Между тем, в литературе такие разработки
имеются. Например, на "Карте активных разломов Евразии", 1996 (под редакцией В.Г. Три¬
фонова) активные разломы по скорости смещения разбиты на три группы. Ясно, что
интенсивность рельефообразующих процессов (частота проявления, объем захваченных
масс, дальность и скорость перемещения и др. показатели) вдоль выраженного крупным
уступом взброса со скоростью перемещения 0,5-1,0 см/год будет совсем иной, чем вдоль
сдвига со скоростью 0,1-0,05 мм/год, секущего равнину (что нередко), но практически не
выраженного в рельефе.
Думается, что приведенный выше пассаж - это не просто небрежность или нечеткость
изложения, но непродуманность специфики и неориентированность предпринятого иссле¬
дования (особенно значимые далее при обращении к "геоморфологическому риску").
Автор несколько раз упоминает об "отличительных геоморфологических явлениях и
процессах" в зонах активных разломов, где рельеф "...обладает яркими отличительными
элементами (формами)" (стр. 5). Сами эти отличительные черты даже не перечисляются,
тем не менее, по автору, "возможно говорить о формировании в их (зон активных разло¬
мов - А.Н.) пределах особого типа рельефа - рельефа зон активных разломов". Говорить,
конечно, возможно; невозможно, однако, выделять, во всяком случае при отсутствии
четкого понимания активных разломов, без приведения их характерных черт в рельефе и
без учета степени активности, кинематики и режима.
И тут С.Б. Кузьмин не учел современные разработки. Так, в работе [3] приведены среди
других и геоморфологические признаки активных разломов - два прямых и четыре кос¬
венных. Их можно дополнять и конкретизировать, но как не знать или оставлять без
внимания, да еще при разработке "общей концепции исследования".
О "Геоморфологическом риске". Понятие о риске, в том числе и о риске природных
процессов, пришло в нашу литературу из-за рубежа и уже несколько лет активно ис¬
пользуется и разрабатывается. Используют понятия о природном риске, о риске отдельных
природных процессов, о сейсмическом риске в особенности. Дошла очередь и до геомор¬
фологии - вводится словосочетание "геоморфологический риск" [18]. Однако это слово¬
сочетание пока не подкрепляется понятием, а понимание его совершенно различно. Рельеф
как таковой может рассматриваться как создающий предпосылки опасности, но сама
опасность возникает при деструктивных, реже конструктивных процессах.
На взгляд пишущего эти строки, словоупотребление "геоморфологический риск"
произвольно и неудачно.
Геоморфология - наука о формах земной поверхности - рельефе и создающих (пре¬
образующих) его процессах. Научная дисциплина не может быть объектом риска. Считать
формы земной поверхности источником, а тем более объектом риска тоже, строго говоря,
неосновательно. Риск могут представлять некоторые процессы, формирующие и преобра¬
зующие рельеф. Таковые называют по-разному - природные, геоморфологические, инже¬
нерно-геологические, физико-географические. Если хотеть подчеркнуть, что речь идет
именно о процессах рельефообразующих, то и риск логично именовать риском релье¬
фообразующих процессов. Условно, ради удобства написания и восприятия, можно говорить
о риске геоморфологических процессов, имея в виду процессы формирования (пере¬
формирования, моделирования) рельефа, будь то эндогенные или экзогенные.
Разделение понятий опасности и риска достаточно устоялось как в языке вообще, так и
в науке, так что геоморфологам, равно как и другим специалистам, имеет смысл только
уточнять, конкретизировать их в рамках своей отрасли науки, не вступая в противоречие с
первичным смыслом слов и разработанных понятий.
С.Б. Кузьмин принимает известное деление на опасность и риск, давая и свои
29

определения. "Геоморфологическая опасность", согласно автору статьи, - это вероятность
таких процессов, которые могут оказать негативное влияние..., а "геоморфологический
риск" определяется им как "оценка морфогенетических процессов, типов и отдельных эле¬
ментов рельефа с целью защиты... от опасности" (стр. 7) или "оценка рельефа и мор¬
фогенеза с позиций безопасности жизни и деятельности человека и сохранности геомор¬
фологического ландшафта" (стр. 3).
В "Словаре русского языка" читаем: "Опасность - возможность, угроза бедствия,
несчастья, катастрофы". Не вероятность, но именно возможность, не степень возможности,
а только констатация самой возможности. Понятие риска отличается от понятия опасности
кардинально тем, что вводит меру опасности.
Определение (уточнение) понятий (возможно, в авторском понимании) всегда при¬
сутствует в любой серьезной проблемной публикации. Вот, например, как определены
соответствующие понятия в обзоре "Геоморфология и сейсмический риск" [19]. Природная
опасность (environmental hazard) - вероятность, возможность того, что определенное явление
произойдет на определенной территории в данный период времени. Природный риск
(environmental risk) - вероятность (возможность) того, что экономические и социальные
последствия определенного опасного явления превысят установленный порог. Риск
определяется не только природной опасностью, но и уязвимостью рассматриваемой
территории (объекта).
Такое понимание и различение опасности и риска природных процессов проникло и в
отечественную научную литературу. Вот, например, что читаем в книге С.М. Мягкова
"География природного риска" [20]: "Измеряется риск вероятностью таких (нежелательных)
последствий или вероятной величиной потерь". И далее: "Риск есть функция от 1) под¬
верженности рассматриваемого объекта опасным воздействиям; 2) чувствительности или
уязвимости его к этим воздействиям; 3) защищенности от них" [20, стр. 5]. Причем речь,
конечно, идет об объектах человеческой деятельности.
Возьмем другое, более позднее определение: "Риск чрезвычайных ситуаций понимается
как вероятность и размеры превышения потерь от геоэкологических (читай, геологических,
геоморфологических и т.д. - А.Н.) процессов определенной интенсивности за определенный
период времени" [21, стр. 176]. Очевидно, что понятие риска предусматривает не "оценку
процессов, типов и отдельных элементов" и не обязательно "с целью защиты", а оценку
именно вероятности появления чего-либо неблагоприятного и степени (тяжести) возмож¬
ных (ожидаемых) неблагоприятных воздействий.
"Предмет риска" существует независимо от того, "человек подготовлен" или "имеет
смутное представление о процессе", меняться может представление о мере опасности и сама
эта мера (подчас и в связи с деятельностью человека).
К настоящему времени существует теория риска и, в частности, концепция риска
природных процессов, в ее разработке и применении к конкретным процессам, без знания и
профессионального критического рассмотрения которых обойтись невозможно. Иначе
возникает опасность внесения путаницы в ответственное дело.
Для С.Б. Кузьмина "не составляет труда предположить, что геоморфологическая
опасность может быть локализованной, или внезапной, и рассеянной, или постоянной" (стр.
5). Далее поясняется, что локализованная суть внезапная, а рассеянная соответствует
постоянной, причем ситуация не ассоциируется с зонами разломов.
Предположить легко, доказать трудно.
Возьмем сильное (/ ^ 9 баллов) землетрясение в горах, например, Хаитское 1949 г. в
Таджикистане. Массовые срывы лессового покрова произошли при толчках на обширном
пространстве в бассейнах нескольких рек. Подобные нарушения склонов имели место при
землетрясении 1971 г. в Сан-Фернандо в Калифорнии. Несомненно, опасность была
внезапной, не постоянной, но не локальной, а рассеянной. В том же Таджикистане на
небольшом участке дороги Душанбе - Гарм, кстати в зоне разлома, камнепады и осыпи
настолько часто засыпают шоссейную дорогу, что там постоянно дежурит и часто действует
бульдозер. Участок локальный, а опасность постоянная. И таким участкам (камнепадов,
лавин, селей, осыпей) в горных районах несть числа. Надо ли в таком случае предполагать,
даже если это "не составляет труда"?
В короткой статье С.Б. Кузьмина немало и других утверждений сомнительного смысла.
Автор принимает "деление рельефа по группам (скорее, на группы - А.Н.) на активный и
пассивный". Речь, по-видимому, должна идти о подразделении не рельефа (субстанции), но
рельефообразования (процесса) по степени активности. Своеобразно понимает автор
30

пассивное развитие рельефа (в зонах активных разломов). Согласно его пониманию, пас¬
сивный рельеф "(пассивное развитие) формируется при криповых перемещениях, а актив¬
ный - при быстрых. Но, во-первых, фазы криповых и быстрых подвижек могут чередовать¬
ся в пределах десятков лет, так что рельеф практически на короткие фазы крипа не успе¬
вает реагировать. Во-вторых, активному развитию правильнее было бы противопоставлять
замедленное, оставив прилагательное "пассивное" для случаев, когда рельеф развивается в
условиях длительной (десятки — сотни тысяч лет) тектонической стабильности (малопод¬
вижности).
Думается, мало кто из представителей наук о Земле согласится с тем, что "гео¬
морфология... объединяет (?! - А.Н.) усилия многих (?! - А.Н.) наук о Земле для изучения
физико-географического ландшафта (?! - А.Н.) с целью выявления опасности (?! - А.Н.) для
человека..." (стр. 3).
А утверждение, без каких-либо оговорок, что "рельеф и морфогенетические процес¬
сы представляют вполне реальную опасность для человека и антропотехногенной среды"
(стр. 3) - не напоминает ли эта сентенция известный афоризм: "И вообще - жить вредно"?
По С.Б. Кузьмину, "геоморфологическая опасность может быть направлена на человека,
на техногенную среду и на природу" (стр. 7). Получается, что природный процесс ("гео¬
морфологическая опасность") направлен... сам на себя, ибо он часть природы и любые
изменения таковой (даже драматические) естественны. Опасность, между тем, может
возникнуть лишь для человека и объектов его жизнедеятельности, сама себе природа не
вредит [20, стр. 8 и др.].
Природе нет необходимости решать "подобные внутренние противоречия, возникающие
вследствие разрушения первичных физико-географических ландшафтов". Здесь уже не
стилистика, но концепция. Все ландшафты - до и вне (резкого) воздействия на них
жизнедеятельности человека суть первичны, и потому любой локальный или зональный
геоморфологический процесс не разрушает ландшафт, но естественно видоизменяет его, и у
природы нет противоречий (как нет плохой погоды), а есть разнонаправленные процессы.
Помимо разобранных в начале статьи основных, автор в заключение формулирует
следующие достижения своей работы: "Определены задачи и перспективы исследований
геоморфологического риска. Проведена связующая нить между развитием рельефа и всего
природно-территориального комплекса (ландшафта)" (стр. 8).
Что касается ландшафта, то в статье мною найдено указание лишь в названии статьи и
пара декларативных фраз.
Определение задач и перспектив "геоморфологического риска" в статье С.Б. Кузьмина
содержатся. Беда лишь в том, что задачи эти и перспективы в одних случаях обозначены
нечетко, в других менее логично и целенаправленно, чем в публикациях других авторов, в
третьих — просто неверно.
Не могу согласиться с автором в том, что "опираясь на выведенные выше положения*', ...
"мы будем в состоянии представить", "выявить", "сможем понять", "сможем уяснить"...
На мой взгляд, концепция исследований (даже скромно помещенная в скобки) активных
разломов как факторов риска рельефообразующих процессов у С.Б. Кузьмина не удалась.
При хорошем замысле получилась путаница, ведущая к дезориентации.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Карта и количественные характеристики зон активных разломов СССР // Тез. докл. XXV Всесоюз.
тектонического совещ. "Тектоника океанов и палеоокеанов". М.: Наука, 1991. 28 с.
2. Несмеянов С.А., Ларина Т.А., Латынина Л.А. и др. Выявление и прогноз опасных тектонических
смещений при инженерных изысканиях для строительства // Инж. геология. 1992. № 2. С. 17-32.
3. Никонов А А. Активные разломы: определение и проблемы выделения // Геоэкология. 1995. № 4.
С. 16-27.
4. Современная геодинамика, активные разломы и сейсмическое районирование // Тез. докл. XXIII
Всесоюз. тектонического совещ. "Геодинамика и развитие тектоносферы". М.: Наука, 1990. 41 с.
5. Трифонов ВТ. Особенности развития активных разломов // Геотектоника. 1985. № 2. С. 16-26.
6. Трифонов В.Г., Кожурин А.И., Лукина Н.В. Изучение и картирование активных разломов //
Сейсмичность и сейсмическое районирование Северной Евразии. Вып. I. М.: ИФЗ, 1993. С. 196-207.
7. Чипибузов А.В. Классификация активных разломов по степени активности, возрасту активизации и
достоверности // Тектоника океанов и палеоокеанов. М.: Изд-во АН СССР, 1991. 28 с.
8. Active Fault Map of Japan. Scale 1 : 1 000 000. Tokyo, 1991.
31

9. Atlas of active faults in China / Ed. D. Guoyu. Beijing: Seismol. Press, 1989. 123 p.
10. Characteristics of active faults // Spec. Issue J. Struct. Geol. 1991. V. 13. № 2. P. 240.
11. Guoyu D. Active faults in China // A Collection of Papers of Int. Sympos. on Continental Seismicity and
Eartquake Predicnion. Beijing: Seismol. Press, 1984. P. 225-242.
12. J. Eartquake Predicnion Res. 1996. Vol. 5. № 3. P. 317-439.
13. Nikonov A A. Active faults: definition and identification criteria // Abstr. Int. Sympos. Geodin. Europe Mountain
Systems. Lviv; Yaremcha. April 10—17, 1994. 4 p.
14. Nikonov AA. Active faults: definition and identification problems // Res. Active Fault. 1995. № 4. Beijing.
P. 140-152.
15. Trifonov V.G. World map of active faults // Quatem. Int. Spec. Issue. 1995. № 25. P. 3-16.
16. Vita-Finzi C. Recent Earth movements. 1986. London. Toronto: Acad. Press, 226 p.
17. Никонов А А. Голоценовые и современные движения земной коры. М.: Наука, 1977. 240 с.
18. Геоморфологический риск //Тез. докл. Иркутского геоморфологического семинара. Иркутск. 1993. 140 с.
19. Panizza М. Geomorphology and seismic risk I I Earth Sci. Rev. 1991. V. 31. P. 11-20.
20. Мягков CM. География природного риска. М.: Изд-во МГУ, 1995. 224 с.
21. Лобацкая Р.М., Кофф ГЛ. Разломы литосферы и чрезвычайные ситуации. М.: Ин-т литосферы РАН,
1997. 196 с.
Институт физики Земли РАН Поступила в редакцию
10.03.98
УДК 551.4
© 1999 г. С.Б. КУЗЬМИН
ОТВЕТ НА ЗАМЕЧАНИЯ А.А. НИКОНОВА
Я ознакомился с замечаниями А.А. Никонова на мою статью в журнале "Геоморфология”
[1] и должен поблагодарить моего оппонента. Редко встретишь столь вдумчивую, конструк¬
тивную и благожелательную критику. Присланные замечания сделаны специалистом
высокого класса, который ознакомился со статьей (как, впрочем, и со многими другими
моими работами) не "по диагонали", а, что называется, "от корки - до корки". Такое
отношение порождает желание работать.
Свои замечания А.А. Никонов разделил на два блока: а) о понимании и выделении ак¬
тивных разломов; б) геоморфологическом риске. Пункт "а" - это только одна из моих
задач, решение которой позволяет достичь цели, т.е. оценить геоморфологическую опас¬
ность и риск хозяйственного освоения территорий.
Риск - это действия человека в условиях неопределенности. Неопределенность по¬
рождается: 1) наличием факта внешней угрозы — опасности; 2) невозможностью однозначно
прогнозировать опасный процесс или явление; 3) субъективизмом поступков людей на
уровне принятия решения. Несоблюдение этих условий исключает риск, какой бы высокой
опасность ни была. Фактором риска могут стать как внутренние причины (субъективизм
людей), так и внешние причины (опасность). Источником опасности (внешних причин)
могут быть общество (социальные процессы), природа (природные процессы), техногенная
среда (техногенные процессы). Первый и третий источники я не изучаю. Фактором
возникновения природной опасности могут быть различные процессы и явления, в том
числе и активные разломы.
Но я изучаю не всю природную опасность (и возникающий в ее условиях риск), а только
ту, которая проистекает от рельефа. Поэтому и в активных разломах мне важно только то,
что они могут формировать особые формы рельефа и генерировать особые рельефо¬
образующие процессы, а именно те, которые несут опасность. Для формирования в зонах
разломов таких форм рельефа промежутка в 100 тысяч лет в подавляющем большинстве
случаев недостаточно. Даже для формирования оползня горных пород в результате
землетрясения необходимо, чтобы: а) существовали достаточные для перемещения тела
оползня градиенты высот (гравитационный потенциал); б) массив горных пород был
достаточно раздроблен, а ориентация трещин благоприятствовала бы смещению (текто¬
32

нический потенциал); в) климат территории способствовал развитию процессов физи¬
ческого выветривания (климатический потенциал). Если эти условия не будут соблюдены,
оползень не сформируется. Даже самые сильные землетрясения при отсутствии соот¬
ветствующих условий не приведут к возникновению тех аномалий в рельефе, которые
способны самостоятельно генерировать опасность для человека.
Поэтому я делаю оговорку о том, что для моего исследования (оценки геомор¬
фологической опасности и риска) более целесообразно использовать понятие активного
разлома, как такого разлома, история позднекайнозойского развития которого привела к
формированию в его зоне форм рельефа и процессов, способных генерировать опасность. В
тех же разломах, которые сформировались (или активизировались) в последние 100 тыс. лет
и не имели неотектонической истории развития такие формы встречаются очень редко.
Поэтому и геоморфологической опасности они' представлять не будут. Это, конечно, не
говорит о том, что они не будут представлять опасность другого рода, например,
сейсмическую, геопатогенную, или опасность электромагнитных излучений и т.д.
С другой стороны, давайте исключим из понятия "активный разлом" те разломы,
которые активно "жили" на неотектоническом этапе, но не проявляли активности в
последние 200-300 тысяч лет. Энергетический потенциал, который накоплен рельефом в
зоне такого разлома за предыдущую историю развития невозможно выработать за 200-300
тысяч лет, его будет вполне достаточно, чтобы породить даже катастрофические геомор¬
фологические процессы и явления. Тектоническая жизнь разлома может замереть, но
вызванные им геоморфологические аномалии еще долго будут напоминать о себе,
представлять опасность для хозяйственной деятельности. Неучет этого обстоятельства не
кажется мне разумным.
Поэтому приходится согласиться с замечанием А.А. Никонова о том, что я не использую
в списке литературы перечисленные им работы по способам выделения и картирования
активных разломов. Это объясняется отсутствием в работах (за редким исключением)
соображений именно по геоморфологической выраженности активных разломов, но не
просто о выраженности, а о формировании в их зонах специфичных геоморфологических
процессов и явлений, несущих опасность.
Главным для активного разлома, по мнению А.А. Никонова и многих других иссле¬
дователей (см. почти весь приведенный список литературы к замечаниям А.А. Никонова),
является факт смещений по нему в течение последних сотен тысяч лет на определенную
величину. Такое понимание весьма лаконично, четко и имеет полное право на жизнь в
определенных областях, например, сейсмотектонике, позднекайнозойской геодинамике и
др. Однако оно практически ничего не дает геоморфологии. Все ярко выраженные
специфические, устойчивые" формы рельефа в зонах разломов (те, которые способны
генерировать опасность) имеют период развития, далеко уходящий за рамки 100-200 тысяч
лет. Для исследования их необходимо оперировать по крайней мере временем последнего
(текущего) эрозионного цикла. Напротив же, формы рельефа, порождаемые, например,
землетрясениями (эскарпы, тренчи и др.), имеют незначительные размеры и, как следствие,
быстро разрушаются, так и не успев представить какой-либо существенной геоморфо¬
логической опасности (я подчеркиваю, геоморфологической).
В контексте этого рассматривается и замечание А.А. Никонова о том, что я проти¬
вопоставляю сейсмогенерирующие разломы тем, которые образуют характерные формы
рельефа, и это фактически и методологически неверно. Должен сказать, что во всех своих
работах я оперирую не с активными разломами, как понятием тектоническим, сейсмо¬
тектоническим или структурно-геологическим, а с их геоморфологической выраженностью
(формами рельефа), с их геоморфологическими аналогами. Эти объекты - абстракции.
Поэтому, когда я противопоставляю сейсмогенерирующие разломы тем, которые образуют
характерные формы рельефа, я подчеркиваю, что разлом даже чрезвычайно сейсмически
активный за 100 тысяч лет не создаст тех специфичных, "устойчивых" форм рельефа
(способных генерировать опасность, способных формировать ландшафт), которые
образуются в зонах разломов (пусть даже сейсмически слабо активных) на протяжении
эрозионного цикла. Более того, такие процессы как землетрясения, при отсутствии
благоприятных условий, вообще не создают каркасных, базовых форм рельефа, они с
геоморфологической точки зрения мгновенно уничтожаются денудацией, не привнося в
развитие рельефа каких-либо существенных изменений.
Теперь замечание о моем выражении "земная кора имеет разломно-блоковое строение".
А.А. Никонов утверждает, что существуют другие модели строения земной коры. Я
абсолютно с этим согласен. Но я использую именно эту модель.
2 Геоморфология, № 3
33

"Блоки более активны, чем разделяющие их разломы", - утверждает А.А. Никонов.
С этим можно согласиться только в том случае, если исповедовать ту модель разломно-
блокового строения, в которой разломы - это гипотетические границы, абстрактные
поверхности, разделяющие блоки - геологические тела, реальные взаимодействующие друг
с другом объекты. Я исповедую другую модель, в которой и разломы и блоки - это
взаимодействующие геологические тела. В этой модели активность разломов однозначно
выше активности блоков.
С последующим замечанием А.А. Никонова о том, что подвижность блоков более
перспективно оценивать с помощью геоморфологических методов именно внутри блоков, а
не на их границах следует полностью согласиться. Но я не занимаюсь изучением
подвижности тектонических блоков.
Замечание А.А. Никонова о том, что в зависимости от кинематики, активности, геоди-
намического режима развития того или иного разлома будет изменяться и геоморфо¬
логическое строение внутри его зоны, и это будет влиять на оценки геоморфологической
опасности и риска также совершенно справедливо. Этот вопрос поднимался и исследовался
мной в специальных публикациях [2-5]; об этом сказано в обсуждаемой статье. Более того,
в ней приведены два больших абзаца по специфическому геоморфологическому строению
Приморского разлома .в Западном Прибайкалье, которые А.А. Никонов почему-то
игнорировал. ы
Замечание А.А. Никонова о том, что мне следовало бы в своей работе учесть его статью
"Активные разломы: определение и проблемы выделения" [6], в которой среди других
признаков активных разломов рассматриваются и геоморфологические, я полностью
принимаю. Это, действительно, следовало сделать.
В нескольких местах А.А., Никонов упрекает меня в том, что я не использовал в ней
разработки последних лет (1996-1997 гг.). Моя статья была отправлена в редакцию журнала
"Геоморфология" в начале осени 1996 г. В первом номере 1998 г. она вышла в свет. До этого
времени о ее судьбе мне ничего не было известно; статья вышла без критических замечании
в мой адрес. Если бы я получил рецензию моей статьи (скажем, того же А.А. Никонова, что
уже бывало неоднократно и за что ему низкий поклон), многие шероховатости вероятно
были бы исправлены. Появилась бы возможность дополнить статью более свежими
публикациями. л л
Теперь перейдем к замечаниям о геоморфологическом риске. Не могу согласиться с А.А.
Никоновым в том, что понятие о риске природных процессов пришло к нам из-за рубежа и
уже несколько лет активно разрабатывается. Понятие о риске и безопасности хозяйст¬
венной деятельности человека разрабатывается в нашей стране с 60-х годов. Плодом этих
разработок стала концепция абсолютной безопасности. Но в 80-е годы, в связи с
экологическими и демографическими проблемами, была начата разработка новой
концепции - концепции допустимого риска.
Если так можно сказать, со стороны хозяйства прогресс в исследовании и управлении
риском связан с именем академика В.А. Легасова, который с 1986 г. (после Чернобыльской
аварии и некоторых других крупных аварий в высокоразвитых странах) выдвинул новые
тезисы развития цивилизации, основанные на концепции допустимого риска. Идеи
В.А. Легасова в конце 80-х годов были активно поддержаны и развиты в работах его
учеников и последователей - Н.С. Бабаева, Б.В. Гидаспова, И.И. Кузьмина, Г.С. Потехина,
А.Л. Рагозина и др. В 1987 г. при Президенте АН СССР была создана специальная группа по
оценке риска и проблемам безопасности, которую возглавил академик В.А. Легасов. В
наших недавних работах [7, 8] мы успешно использовали концепцию допустимого риска на
базе ГИС-технологий для инженерно-экологического проектирования крупнейшего в
Восточной Сибири Ковыктинского газоконденсатного месторождения. Было проведено
зонирование территории месторождения по степени экологического риска хозяйственного
освоения, и оно легло в основу всех проектировочных работ.
Вопросы природной опасности и риска стали наиболее активно развиваться в связи с
реализацией Международной геосферно-биосферной программы "Глобальные изменения
(1986 г.), которую возглавил академик В.М. Котляков. Под его руководством, и в даль¬
нейшем самостоятельно, С.П. Горшков, С.М. Мягков, А.В. Дроздов, Г.В. Сдасюк и др.
ученые разработали основные вопросы географии и управления природным риском. В
работах этих и других географов (В.В. Анненков, Н.А. Алексеев, Г.А. Фоменко, А.В. Дулов,
Б.В. Адрианов) было показано что риск — это проблема прежде всего социальная, что
источником риска могут быть разные факторы и в немалой степени сам человек, осо¬
бенности его восприятия.
34

Поэтому в противовес А.А. Никонову, слегка идеализирующему способности зарубеж¬
ных исследователей, я должен сказать, что проблемы опасности и риска разрабатываются в
трудах отечественных исследователей с неменьшим, если не с большим успехом. Например,
только разработки отечественных ученых под руководством академика Н.Н. Моисеева в
середине 80-х годов смогли убедить мировых предержателей власти в реальности угрозы
"ядерной зимы" в результате противостояния СССР и США. Несмотря на то, что об этом
заявляли многие американские и европейские ученые уже за 10 лет до расчетов наших
ученых.
Согласен с А.А. Никоновым, что понятие "геоморфологический риск" еще достаточно
сырое. Оно достаточно сырое потому, что им мало кто занимается. Другое дело - при¬
родный риск. Ему посвящены целые монографии [9]^ например. А.А. Никонов говорит, что
рельеф только создает предпосылки для возникновения опасности, а сама опасность
проистекает от процессов, преобразующих рельеф. Но ведь и природа только создает
предпосылки для возникновения опасности, а опасность проистекает от происходящих в ней
процессов. И вообще рельеф - это часть природы, и ему присущи в целом природные
закономерности. Не соглашусь я и с тем тезисом А.А. Никонова, что следует говорить
только об опасности процессов (природных, геоморфологических, инженерно-геологи¬
ческих и др.). Например, человек полез на крутой склон, поскользнулся, упал и разбил себе
голову. Этот риск (действие) человека не сопровождался никаким опасным процессом.
Опасность крылась в самом крутом склоне, на который человек полез без должной
подготовки и просто потерял равновесие.
Полностью согласен с А.А. Никоновым в том, что надо следовать семантическому смыс¬
лу терминов "опасноть" и "риск", а не выдумывать в каждой новой науке новые опреде¬
ления. Опасность - это наличие внешней угрозы, риск - действие в обстановке опасности с
осознанием имеющейся угрозы. Из всех приведенных А.А. Никоновым определений согла¬
шусь только с теми, которые соответствуют предыдущему моему предложению. Исполь¬
зование мной в определении геоморфологической опасности слова "вероятность" подчер¬
кивает, что даже на уровне оценки опасности существует вероятие, неопределенность, что
на сегодня мы можем говорить о той или иной степени геоморфологической опасности
только приблизительно. Это следовало бы сказать и о геоморфологическом риске, но
только (2 года назад) это утверждение из моих уст казалось мне чересчур смелым. Сегодня,
когда я знаком с литературой по социально-экономическим системам, по психологии
восприятия людьми опасных процессов и явлений, по личностным мотивам принятия
решений в системах управления природопользованием, я могу говорить о том, что риск -
это действие человека в условиях природной опасности, причем действие осознанное.
Только неопределенность и частичная предсказуемость результатов действия и порождает
риск. А вот оценка морфогенетических процессов, подсчет ущерба в результате их про¬
явления - это оценка риска.
А.А. Никонов говорит, что предмет риска существует независимо от того, подготовлен
ли человек к его восприятию или нет. Здесь как раз и спутаны понятия "риск" и
"опасность". Это опасность может существовать (и то относительно, например, снежный
покров для дорог - неудобство, опасность, а для полей с посевами озимых культур - благо
[9]) независимо от того подготовлен ли человек к ее восприятию или нет. А риск - это
действие людей, и действие это в подавляющем большинстве случаев субъективное. При
неумелых, неподготовленных, непродуманных, халатных действиях людей риск может
возникнуть там, где и вовсе не было никакой видимой опасности. Поэтому использование
(пусть и принятых) наработок, в которых понятие "риск" и "опасность" просто перепутаны
местами - и означает практически внесение путаницы в ответственное дело.
Мои утверждения о том, что локальная опасность суть внезапная, а рассеянная соот¬
ветствует постоянной — всего лишь модели, некие общие правила. А.А. Никонов приводит
просто исключения из этих правил. Причем исключения эти опять касаются землетрясений,
т.е* процессов, которые я не изучаю и анализирую в своих работах только как редкие
вспомогательные иллюстрации. Чтобы показать, что указанная мной тенденция действует
не везде, хватило бы и чисто геоморфологических примеров, совсем не обязательно
обращаться к сейсмотектонике. Например, обильные дожди в тропиках в течение суток
могут вызвать катастрофические сели на площадках в тысячи гектар, а ураганы и пыльные
бури могут коренным образом перестроить эоловый рельеф пустынь на площадях в сотни
квадратных километров за считанные дни [10]. Наличие суффозионных воронок будет
всегда обуславливать эрозию почв и никогда не позволит вырастить на поле хороший
урожай; то же можно сказать и о бедлендах.
2*
35

Согласен с оппонентом, что использование понятий активное и пассивное развитие
рельефа в зонах активных разломов не удачно. Следует говорить об активном и за¬
медленном развитии. Пассивное развитие следует оставить для зон неактивных разломов (в
любом понимании), что семантически более верно.
Фазы криновых и быстрых подвижек могут меняться в одном и том же месте зоны
разлома по времени, либо проявляться одновременно, на разных участках зоны разлома.
Это явление сегодня известно всем. Но если мы не сделаем допущения, что существуют
разломы с преобладанием криповых смещений и разломы с преобладанием быстрых
смещений, то тогда вообще зачем нам эти термины? Важно понять, что все это лишь
модели, разные уровни абстракции.
Хочется заметить А.А. Никонову, что ведущие ландшафтоведы нашей страны
(Н.А. Солнцев, Д.Л. Арманд, В.Б. Сочава, В.С. Преображенский, А.А. Григорьев, А.И. Ге-
ренчук и др.) считают, что рельеф - это основа развития физико-географического
ландшафта. Это понятие является вообще аксиомой современного ландшафтоведения.
Рельеф является основным системообразующим звеном ландшафта и именно изучая
опасные геоморфологические процессы и явления мы во многом обеспечиваем безо¬
пасность человека в целом в ландшафте.
При правильной постановке вопроса обеспечение безопасности человека (снижение
риска хозяйственной деятельности) обуславливает и безопасность (сохранность) среды его
обитания. Однако сегодня из-за высокого субъективизма в решении вопросов природо¬
пользования такая постановка вопроса разработана только в общих чертах. И только
поэтому сейчас следует говорить о том, что геоморфологическая опасность может быть
направлена на человека, на техногенную среду и на природу. Конечно, природа ничем не
рискует и не причиняет себе никакого вреда. Более того, человек ведь часть природы. То
что создает социум — есть тоже часть природы. А вот с тем, что в природе нет про¬
тиворечий я не соглашусь. Именно противоречия, борьба противоречий и движет развитием
природы. Но в отличие от человеческого общества эти противоречия не формально¬
логические, а диалектические. Об этом писали еще Энгельс и Гегель.
А.А. Никонов упрекает меня в том, что я использую понятие активных разломов,
которое было в ходу в 60-70-е годы. Я не могу принять это как замечание. Концепция
эрозионного цикла Девиса была разработана более 100 лет назад, однако это не мешает ей
быть основой динамической геоморфологии и сегодня. Его базовая трилогия "структура -
процесс - стадия" проживет с успехом, пожалуй, еще лет сто. Я полагаю, что стоит иногда
удерживаться от новых (я бы сказал - новомодных) разработок, если они не вписываются в
рамки твоей модели. Мне бы не хотелось менять свою концепцию только в угоду новым
разработкам (пусть и очень авторитетным) таких всеми уважаемых геологов и сейсмо¬
тектонистов, как Роджер Билхэм, Риив Армижо, Крэйг де Поло, Дэвид Слеммонс, Майкл
Машетт.
Кстати, о Майкле Машетте. В 1992-1993 гг. у меня была обширная переписка с ним и его
коллегами (С. Персониус, А. Нельсон) в связи с разработкой ими концепции Р. Уэллера и
К. Кристиник о сегментации разломов. Сотрудничество было обоюдополезным. Впоследст¬
вии к нему присоединились и другие специалисты по активным разломам Института земной
коры (К.Г. Леви, В.А. Саньков и др.). При поддержке К.Г. Леви мы пригласили Майкла
Машетта для проведения совместных исследований в Прибайкалье. Однако он начал ра¬
боты по составлению карты активных разломов мира (проектом руководил В.Г. Трифонов)
и не имел свободного времени. К сожалению наше сотрудничество на этом прекратилось.
Согласен, что ландшафтообразующей роли активных разломов в обсуждаемой статье
почти не было уделено места. Этому частично посвящены мои более поздние разработки, с
одной стороны, а с другой - это также является лишь вспомогательной задачей для
достижения цели моих исследований, поэтому я и не уделил этому вопросу должного
внимания в столь небольшой статье.
А.А. Никонов утверждает, что общая концепция исследований мне в статье не удалась.
Согласен. Для того, чтобы разработать такую фундаментальную концепцию требуются
усилия не одной статьи и не одного ученого. Мною был сделан один из первых шагов на
пути сведения воедино наравне с собственными и тех различных мнений, постулатов,
утверждений на предложенную тему, которые существуют, как правильно говорит
А.А. Никонов, в публикациях других авторов. Если этот опыт получился не совсем
удачным, значит следует его совершенствовать. А при наличии таких важных, конструк¬
тивных замечаний, которые сделал А.А. Никонов, это совершенствование не заставит себя
ждать.
36

В заключение хочется еще раз выразить свою искреннюю благодарность А.А. Никонову
за чрезвычайно полезную для меня критику. Я призываю и других ученых включиться в
исследования геоморфологической опасности и риска хозяйственного освоения территорий,
а также факторов этой опасности и риска, одним из которых являются активные разломы.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Кузьмин С.Б. Активные разломы как факторы геоморфологического риска и их ландшафтообразующая
роль (общая концепция исследований) // Геоморфология. 1998. № 1. С. 3-9.
2. Кузьмин С.Б. Геолого-структурные и геоморфологические признаки областей динамического влияния
разломов // Изв. вузов. Геология и разведка. 1990. № 7. С. 27-35.
3. Кузьмин С.Б. Области активного динамического влияния разломов: геоморфологические аспекты //
Геоморфология. 1991. № 3. С. 94-101.
4. Кузьмин С.Б. Активные разломы и новейшая геодинамика литосферы (пример взаимосвязи элементов
географической оболочки Земли) // География и природные ресурсы. 1994. № 3. С. 145-152.
5. Кузьмин С.Б. Геоморфология зоны Приморского разлома (Западное Прибайкалье) // Геоморфология
1995. №4. С. 53-61.
6. Никонов А.А. Активные разломы: определение и проблемы выделения // Геоэкология 1995 4
С. 16-27.
7. Абалаков АД., Кузьмин С.Б.,Буряков Б.А. и др. Геоинформационное картографирование экологических
условий размещения промышленных объектов на основе GIS-технологий // Интеркарто 2: ГИС для
изучения и картографирования окружающей среды. Иркутск: Изд-во ИГ СО РАН, 1996. С. 4-6.
8. Абалаков А.Д., Кузьмин С.Б., Ашушова Ж.В. и др. Геоинформационное обеспечение и картографи¬
рование экологического риска // Геодезия и картография. 1997. № 11. С. 39-46.
9. Мягков С.М. География природного риска. М.: Изд-во МГУ, 1995. 224 с.
10. Чичагов В.П. Ураган 1980 г. в Восточной Монголии. М.: ИГ РАН, 1998. 204 с.
Ин-т географии СО РАН, Иркутск Поступила в редакцию
15.05.98
УДК 551.4
© 1999 г. А.А. НИКОНОВ
ДИСКУССИЮ МОЖНО ПРОДОЛЖИТЬ
В отклике С.Б. Кузьмина на мои замечания в значительной мере проясняются его
позиции. Но после обмена комментариями нерешенные вопросы и расхождения остаются.
Речь по существу идет о разных подходах в рамках разных школ по вопросам, несомненно,
представляющим общий интерес для геоморфологической аудитории. Поэтому и только
поэтому считаю невозможным прервать обсуждение.
Остановлюсь здесь только на главных и общего значения расхождениях, чтобы дать
возможность геоморфологической аудитории поразмышлять над ними и творчески участво¬
вать в дискуссии.
Итак, два главных вопроса: 1) понимание геоморфологического (и вообще) риска;
2) роль активных разломов в развитии опасных геоморфологических процессов и ланд¬
шафта.
1. Теперь ясно, что наше понимание риска совершенно различно. С.Б. Кузьмин, следуя,
как будто, географической школе (хотя и она неоднородна в этом смысле), считает риском
"действия человека в условиях неопределенности", "действие в обстановке опасности с
осознанием имеющейся угрозы", "действия людей ... в подавляющем большинстве случаев
субъективные".
Вслед за многими участниками Государственной научно-технической программы "Безо¬
пасность" я придерживаюсь другого понимания, в котором риск - это не действие людей, но
объективно, в значительной мере независимо от человека (если говорить о природном, а не
37

о природно-техногенном или техногенном риске), существующая угроза жизни, здоровью,
творениям рук человеческих в количественном выражении (оценках).
Первое понимание, кажется, ближе к бытовому и лингвистическому (недаром С.Б. Кузь¬
мин приводит чисто бытовой пример поднимающегося в гору человека). Если "риск -
действие в условиях неопределенности" (как это было от эпохи неандертальца до средне¬
вековья); то нет стимула к его изучению и выработке критериев.
Второе понимание риска представляется более конструктивным, действенным, позво¬
ляющим рационально использовать природную среду, сокращая возможности ущерба или
избегая будущих потерь. Именно так понимают сейсмический риск (Оценка..., 1997), и я
полагаю, что внедрение такого понимания среди геоморфологов и геологов целесообразно
и может принести существенный эффект в научном и в прикладном отношениях. ^
Действия в обстановке опасности с действительным осознанием имеющейся угрозы
могут оказаться эффективными, т.е. понимание риска (в понимании географов) действен¬
ным, именно и думается, только после количественной оценки угрозы (риска). С моей
точки зрения, это вполне относится к геоморфологическому риску как элементу риска
физико-географических (геологических) процессов, формирующих (преобразующих)
ландшафт.
Геоморфологи вольны в выборе концепции риска, но откладывать это далее невозможно
именно ввиду резко возрастающего риска и осознания этого.
2. С.Б. Кузьмин подчеркивает: "... для моего исследования (оценки геоморфологической
опасности и риска) более целесообразно использовать понятие активного разлома, как
такого разлома, история позднекайнозойского развития которого привела к формированию
в его зоне форм рельефа и процессов, способных генерировать опасность".
Не могу согласиться с тем, что понятие (в данном случае — активного разлома) следует
менять в зависимости от цели исследования.
Так мы всегда будем говорить на разных языках.
Действительно, геоморфологическую опасность могут представлять разломы, сформи¬
рованные на неотектоническом этапе (или за время текущего эрозионного цикла). Но если
вопрос рассматривать в этих рамках, нецелесообразно оперировать понятием активный
разлом", которое фактически сформировалось как базовое в другом диапазоне геологи¬
ческого времени и по степени подвижности. Достаточно говорить о новейших разломах.
За последний период тектонической (и соответственно геоморфологической) активности
(пасаденская фаза, по Г. Штилле), в течение примерно 400 тысяч лет, как я понимаю
принадлежность активных разломов, могут не сформироваться "устойчивые" и опасные
формы рельефа. (С.Б. Кузьмин почему-то пишет то о 100 тыс. лет, то о 100-200, а то о 200-
300 тыс. лет). С.Б. Кузьмин полагает, что порождаемые землетрясениями формы рельефа
имеют незначительные размеры и быстро разрушаются, не успев представить какой-либо
существенной геоморфологической опасности. Это приходится оспорить.
Во-первых, активные разломы и разрывы (и вообще деформации) развиваются обычно
унаследованно в рамках неотектонического этапа и уж во всяком случае со среднего плей¬
стоцена, т.е. они наращивают контраст рельефа (выраженности "геоморфологических
аномалий"), а значит, и поддерживают безопасность. Во-вторых, геоморфологическая
опасность зависит не только и не столько от энергии (размаха) рельефа в рассматриваемых
зонах и участках, сколько от интенсивности процесса, которая может быть велика и
нередко действительно велика именно в последние сотни лет. Более того, в таких областях,
как, например, Фенноскандия, опасные геоморфологические зоны сформировались в позд-
не- и послеледниковое время, т.е. за последние примерно 10 тыс. лет.
В-третьих, нельзя недооценивать по размерам и степени именно геоморфологической
опасности даже отдельные разрывы при сильных землетрясениях. Азиатский и Амери¬
канские континенты дают тому множество примеров, часть из которых в своих работах
показал ясно В.П. Солоненко.
Так что унаследованность, интенсивность и импульснбсть движений по разломам
необходимо, на мой взгляд, признать первостепенными признаками возникновения и
сохранения геоморфологической опасности.
Здесь нет возможности обсуждать менее значительные расхождения.
Дискуссия будет полезной, если геоморфологи разных школ и представлений примут в
ней участие. Без этого мы рискуем задержаться в развитии.
Институт физики Земли РАН Поступила в редакцию
38

УДК 551.4
©1999 г. В.И. МАКАРОВ
ОБ АКТИВНЫХ РАЗЛОМАХ И ИХ РЕЛЬЕФООБРАЗУЮЩЕЙ РОЛИ
НА РУССКОЙ ПЛАТФОРМЕ
Во втором номере журнала "Геоморфология" за 1998 г. опубликована весьма примеча¬
тельная статья В.Вад. Бронгулеева, М.П. Жидкова и В.Г. Трифонова "Активные разломы и
интенсивность экзогенных процессов на Русской равнине". Кроме сделанных авторами,
статья порождает еще целый ряд вопросов и выводов принципиального значения, на
которые нельзя не обратить внимание геологов и географов, так или иначе связанных с
вынесенными в заголовок статьи ключевыми словами.
Я имею в виду прежде всего и главным образом "разломы". Магнетизм этого слова в
определенных кругах специалистов и особенно неспециалистов настолько возрос в по¬
следние годы, что оно выплеснулось далеко за рамки научных и прикладных изданий и
стало обычным, я бы сказал даже модным, в сообщениях самых разных средств массовой
информации. Очевидно, что этот структурно-тектонический и геоморфологический термин
вызывает кажущийся понятным физический образ некоторого процесса разрушения земной
тверди, с которым (процессом) можно связать (и "списать" на природу) многие реально
существующие, уже случившиеся и мнимые неприятности и беды. Различные катастрофы (в
том числе Чернобыльская), аварии, взрывы, обрушения различных сооружений, географию
заболеваний, болезнетворные (геопатогенные) зоны и даже различного рода очаги
социальных и военных конфликтов теперь с легкостью необыкновенной и без какой-либо
серьезной аргументации связывают с разломами. С доказательствами практически нет
проблем. На худой конец всегда имеются эрозионные формы рельефа (речная долина, овраг
и др.), которые, "как известно", следуют вдоль разломов.
Меня очень беспокоит, что такое, я бы сказал, чрезвычайно упрощенное и некрити¬
ческое представление о разломах допускается и пропагандируется рядом авторитетных
специалистов - геологов, геофизиков и географов, что и дает почву для уверенных, хотя и
неверных, суждений непрофессионалов. И я не согласился бы теперь с. первой фразой
обсуждаемой статьи. Роль разломов в строении и развитии рельефа земной поверхности
нередко переоценивается. Это в особенности касается платформенных территорий. С этой
точки зрения заключение авторов статьи о том, что влияние активных разломов,
показанных на карте масштаба 1:50000001, на экзогенные процессы (эрозию, оползни,
карст) в пределах Русской равнины невелико и что вклад активных разломов в интенсив¬
ность экзогенных процессов в целом весьма мал (практически полностью отсутствует
корреляция между активными разломами, глубиной и густотой эрозионного расчленения,
оползневой активностью и карстовыми процессами) заслуживает большого внимания.
Оговорки о мелких масштабах сопоставленных карт, что использованная карта активных
разломов платформы не является окончательной и другие не меняют сути дела. Об этом же
говорят сами авторы в последней фразе статьи, утверждая, что указанный выше основной
вывод принципиально не изменится при уточнении и детализации исходных данных.
Из этого следуют другие принципиальные выводы. Вряд ли сейчас имеются какие-либо
основания сомневаться в активном влиянии разломов на экзогенные процессы, на
формирование современного поля высот, ступеней рельефа и морфоструктурного плана
земной поверхности. Это давно стало аксиомой. Ландшафтно-геоморфологические черты
являются, как известно, достаточно эффективными вторичными индикаторами молодых
тектонических движений и деформаций земной поверхности, в том числе разломной
формы. На основании прежде всего и главным образом именно таких индикаторов были
намечены рассматриваемые активные разломы на Русской равнине, по крайней мере, их
большинство. В связи с этим приведенный выше вывод об отсутствии корреляции этих
разломов с экзогенными процессами свидетельствует о том, что либо указанное правило не
работает, либо рассматриваемый анализ методологически и методически выполнен
неверно, либо разломы, как таковые, определены неправильно.
Анализ приведенной в статье карты активных разломов, знакомство с ее предваритель¬
1 Имеется в виду "Карта активных разломов Северной Евразии", составленная в ГИНе РАН под ред.
В.Г. Трифонова в качестве одного из базовых документов для новой версии сейсмического районирования
территории Северной Евразии.
39

ными более крупномасштабными макетами и личный опыт детального изучения активных
структур Русской плиты заставляют меня считать, что не все ладно именно с выделением
здесь активных разломов. Очень многие из них, обозначенных на карте, относятся, скорее
всего к классу линеаментов, которые далеко не всегда могут быть отождествлены с
разломами как таковыми. Об этом в свое время мы с В.Г. Трифоновым писали неодно¬
кратно (Геологическое изучение Земли из космоса, 1973; Космическая информация в
геологии, 1983 и мн. др.).
Обращалось внимание также на то, что по количеству линеаментов, их плотности и
разнообразию простираний равнинные территории платформ практически не отличаются
от активных горно-складчатых сооружений. В последних удельный вес и значение разломов
в формировании линеаментной сети высок, но даже там разломы, особенно активные, не
исчерпывают всего изобилия линеаментов. На платформах же их соотношение является
приципиально иным; в основном мы имеем дело здесь с ландшафтно-геоморфологическими
проявлениями планетарной трещиноватости, которая, как было показано многими иссле¬
дователями почти всех континентов, является вездесущим, непременным элементом струк¬
туры земной коры в самых разных масштабах ее рассмотрения. Это - замечательное и
необходимое свойство земной коры, обеспечивающее ее пластичность и возможность
реализации регулярных разночастотных деформаций под влиянием известных планетарных
напряжений неравномерно вращающейся Земли.
Что же касается тектонических разломов равнинных территорий на платформенной
стадии их эволюции, то их выделение как таковых, в подлинном смысле этого термина,
требует весьма глубокого обоснования. Простые и всем доступные расчеты показывают,
что в подавляющем большинстве случаев деформации слоев осадочного покрова Русской
плиты характеризуются величинами от нескольких метров до первых десятков метров на
километр расстояния (т.е. в пределах от нескольких до 10—20 мин). Эти наклоны отнесены
обычно к довольно широким пространствам, которые нередко превышают ширину речных
долин и, тем более, малых эрозионных форм. Такие величины хорошо известны для палео¬
зойских и мезозойских частей осадочного чехла и характеризуют, как правило, конседи-
ментационность таких деформаций, т.е. чрезвычайно большую давность их заложения, и
длительность развития. Таким образом, и пространственные, и временные градиенты
рассматриваемых деформаций чрезвычайно малы и в подавляющем большинстве случаев не
могут привести к образованию разломов.
Новейший тектонический цикл эволюции Русской равнины, характеризуется также
платформенным режимом с присущими ему тектоническими деформациями. 100 000 лет,
принятые для определения активных разломов, и даже 700 000 лет, т.е. весь плейстоцен и
голоцен, являются на фоне всего платформенного этапа развития чрезвычайно краткими
интервалами, которые, следует предполагать, характеризуются еще более ничтожными
амплитудами и градиентами деформаций земной коры. Образование и развитие текто¬
нических разломов в этих условиях представляются практически невозможными, во всяком
случае, в мощном осадочном покрове платформы. Не случайно, что достоверные, зафикси¬
рованные геологическими методами тектонические разрывные нарушения четвертичного
покрова на территории Русской плиты фактически не известны. Я исключаю при этом
деформации, связанные с течением пластичных пород самого чехла, с давлением
ледниковых покровов, неоднократно покрывавших большую часть Русской равнины, и с
другими подобного рода причинами.
Вместе с тем новейшая и современная тектоническая активность Русской плиты
очевидна. Но это - активность платформенного типа и именно как таковую ее следует
рассматривать. Очевидно, что напряженное состояние платформы неравномерно на всем ее
обширном пространстве и что необходимо предполагать, выделять и картировать некото¬
рые зоны повышенной концентрации напряжений и геодинамической активности. Такие
зоны, с моей точки зрения, более эффективны для анализа платформенных территорий.
Они не сводятся к разломам, которые имеют более узкое значение и к тому же на
рассматриваемой территории фактически весьма неопределенны как по своему место¬
нахождению (это сразу же проявляется в крупных масштабах), так и по своим характе¬
ристикам. Зоны повышенной геодинамической активности представляют несомненный
интерес для карты сейсмического районирования, для инженерно-геологических, геоэколо¬
гических и других изысканий.
Ин-т геоэкологии РАН Поступила в редакцию
17.11.98
40

ABOUT ACTIVE FAULTS AND THEIR RELIEF-FORMING ROLE
ON THE EAST-EUROPEAN PLATFORM
V.I. MAKAROV
Sum тагу
Themes of paper by V.V. Bronguleyev at al. (Geomorphology 2, 1998) are under consideration. Author emphasizes
that not all of lineaments on the platforms are the faults. By the most part they are landscape-geomorphic manifestation
of planetary jointing. Very strong reasons are obligatory to distinguish real fault. It is necessary to distinguish the
zones of stress concentration and geodynamic activity on the platforms.
41

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№3
иголь^-сентябрь
1999
МЕТОДИКА НАУЧНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ
УДК 551.4:551.24+528.81:519.21
© 1999 г. Л.Н. ВАСИЛЬЕВ, В.М. МОР АЛЕВ, А.Б. КАЧАЛИН,
Е.Н. ТЕРЕХОВ, А.С. ТЮФЛИН
РЕЛЬЕФ, НЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ И СКЕЙЛИНГОВЫЕ
СВОЙСТВА ЛИНЕАМЕНТНЫХ СЕТЕЙ (НА ПРИМЕРЕ КОЛЬСКОГО
ПОЛУОСТРОВА)1
Исследование связи морфологии рельефа со структурой и историей развития геоло¬
гического субстрата - важная составная часть морфоструктурного анализа, ориентирован¬
ного на распознавание областей различной неотектонической активности, отличающихся, в
конечном счете, и по сейсмической опасности. Эта связь неоднократно указывалась и
анализировалась как в аспекте общей теории образования рельефа земной поверхности [1],
так и применительно к мегарельефу Земли [2] или крупнейшим формам рельефа, например,
Восточно-Европейской платформы [3]. Однако если при анализе самых общих черт
морфологии рельефа и проявления неотектонических движений в глобальном или очень
мелком масштабе выявляется их связь со строением или процессами, происходящими в
глубоких геосферах, то при более крупномасштабном исследовании существенной ста¬
новится зависимость от литолого-структурных характеристик близповерхностных частей
литосферы, т.е. от собственно рельефообразующего геологического субстрата [4]. Ведущая
роль именно этих факторов рельефообразования выявляется при региональных исследо¬
ваниях морфологической структуры рельефа путем анализа тематических геоморфологи¬
ческих карт [5], причем очевидна главенствующая роль таких активных в новейшее время
элементов структуры геологического субстрата, как системы трещин и разрывных на¬
рушений.
В настоящее время в связи с интенсивным развитием различных дистанционных методов
исследования природной среды стало очевидно, что наиболее объективно отражают пла¬
новое расположение разломно-трещиноватых структур земной коры сети линеаментов
(ЛС), выявляемые путем опознания на аэро- или космических снимках ландшафтных инди¬
каторов дизъюнктивных нарушений сплошности геологического субстрата. Целесооб¬
разность исследования отдельных элементов этих сетей как важных геологических и гео¬
морфологических объектов известна давно; возможность анализа сетей как хаотических
сообществ линейных структур, обладающих определенными геометрическими характерис¬
тиками, начинает осознаваться только в последнее время.
Проведенные опыты анализа ЛС показали, что они являются фрактальными структу¬
рами, геометрические характеристики которых могут коррелироваться с определенными
природными, в частности, геоморфологическими и геологическими объектами весьма
широкого масштабного диапазона [6, 7]. Фрактальность этих структур означает, что если
какую-либо территорию разделить на равные клетки некоторого размера и определить в
них общую длину линеаментов (или их плотность), то при увеличении стороны клетки,
например, в 2 раза длина линеаментов возрастает непропорционально увеличению площа¬
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проекты 98-05-64737 и 96-05-64605).
42

ди, т.е. менее, чем в 4 раза. Такое масштабное преобразование называется скейлингом.
Дальнейший анализ ЛС позволил выявить их мультифрактальные свойства, при которых
масштабное преобразование каждого значения плотности зависит от значения самой
плотности; такое явление называется мультискейлингом. Йинеаментная сеть в отдельных
произвольно выбранных клетках образуется различными сочетаниями линеаментов,
которые мы называем структурными элементами типа пересечений, проходных звеньев,
свободных концов, оперяющих элементов. Различные сочетания структурных элементов
отличаются разной плотностью. Следовательно, для них характерен и разный скейлинг, а
вся Л С обнаруживает мультискейлинговое поведение [8, 9].
Увеличение пространственного разрешения при использовании для дешифрирования
крупномасштабных снимков всегда сопровождается сгущением ЛС, однако закономерности
прироста общей плотности и особенно относительной роли отдельных элементов рисунка
ЛС остаются совершенно не исследованными. Обычно ЛС анализируются лишь с точки
зрения распределения плотностей и ориентировки линеаментов (плотностей по напра¬
влениям или анизотропии линеаментов), что часто не позволяет выявить связь между их
рисунком и морфологией рельефа или какими-либо морфометрическими параметрами.
Между тем, свойства мультискейлинга могут быть использованы для определения прироста
плотностей линеаментов и изменения характера рисунка ЛС методом анализа ЛС двух
масштабов, когда увеличение разрешения в клетках того же размера (на местности)
позволяет рассматривать ЛС как бы в лупу и выявлять совершенно новые параметры
строения ЛС. При этом есть основания предполагать, что такие параметры могут
коррелироваться с интенсивностью и характером новейших тектонических движений и
соответственно с морфологической структурой рельефа.
Авторами приведена экспериментальная проверка применимости теории мульти¬
скейлинга для анализа зависимости между строением рельефа, проявлением новейших
движений и характеристиками ЛС. Сам эксперимент заключался в сравнительном анализе
характеристик ЛС двух масштабов - 1 : 2500000 и 1 : 500000, полученных для одной и той же
территории Кольского полуострова одним дешифровщиком путем интерпретации различ¬
ных космических снимков, пространственное разрешение которых соответствовало
информационному уровню каждого масштаба. Карта ЛС более мелкого масштаба (малого
разрешения) составлена по многозональным снимкам: 1 : 1000000, полученным в разные
годы со спутников "Landsat" - 1, 2 и 5 (каналов 4 и 5, а также цветных синтезированных
изображений). Для карты ЛС крупного масштаба (более высокого разрешения) использо¬
ваны космические снимки масштабов 1 : 500000 и 1 : 200000, а также фотосхемы высотных
аэрофотоснимков масштаба 1 : 200000.
Таким образом, анализируемые ЛС, имевшие различный рисунок, обусловленный
изменениями соотношений их структурных элементов в зависимости от используемого
масштаба (т.е. мультискейлингом), в то же время отражали и различия в пространственном
разрешении исходных материалов дистанционного зондирования. Необходимо при этом
отметить, что дешифрирование и составление карт ЛС проводилось задолго до этого
эксперимента и вне всякой связи с его задачами.
Рельеф и неотектоника района
Территория Кольского полуострова принадлежит к тектонической области Балтийского
щита, вступившей в платформенную стадию развития после протерозоя и подвергшейся
тектоническим деформациям дизъюнктивного характера, продолжающимся вплоть до
настоящего времени. Важная роль трещинно-разрывных дислокаций в формировании
современного рельефа была замечена уже первыми исследователями геоморфологии и
геологии этой области - В. Рамсеем, И. Седерхольмом, А.А. Григорьевым, А.А. Пол-
кановым, Г.Д. Рихтером, а позднее была подтверждена работами Н.И. Апухтина, А.Д. Ар¬
манда, Г.С. Бискэ, М.К. Граве, Б.И. Кошечкина, М.А. Лаврова, В.Г. Легковой, С.И. Ма-
киевского, Ю.Е. Мусатова, А.А. Никонова, С.А. Стрелкова, Г.С. Рубинраута, В.В. Шаркова,
Л.А. Щукина и многих других. Результаты детальных исследований последних лет,
проведенных с использованием геоморфологических методов и анализа сети линеаментов,
отдешифрированных по материалам различных дистанционных съемок, подтверждают
принадлежность района к классическим областям блоковой тектоники, где густая сеть
новейших разломов показывает отчетливую унаследованность от структур древнего
(дорифейского) заложения, нередко являющихся границами блоков разных порядков, а в
отдельных случаях совпадающих с сейсмогенными зонами [10, 11].
43

Рис. 1. Схема неотектонического районирования Кольского полуострова 1-3 - области распространения
рельефа разных генетических категорий, различающихся по степени интенсивности и преобладающей
направленности неотектонических движений: 1 - интенсивных и значительных поднятий, 2 - умеренных
поднятий, 3 - слабых поднятий, стабильных участков или с тенденцией к опусканию; 4 - условная граница
Западно- и Восточно-Кольской неотектонических областей; 5 - контуры участка неполного дешифрирования
линеаментов (по техническим причинам), исключаемого из расчетов геометрических параметров
Изучение морфологии и истории развития рельефа позволило провести районирование
территории Кольского полуострова по интенсивности неотектонических движений. Выде¬
ление районов с различной скоростью и направленностью движений было проведено путем
анализа густоты размещения на площади крутосклонных поверхностей и спрямленных
элементов рельефа, а также вертикальной расчлененности рельефа [12]. Намеченные и
представленные на карте неотектонического районирования районы могут быть сгруппи¬
рованы в три класса, отвечающие: 1 - интенсивным и значительным поднятиям, 2 - уме¬
ренным поднятиям и 3 - слабым и незначительным поднятиям, объединяемым со стабиль¬
ными или даже с участками с тенденцией к опусканию (рис. 1). Эти классы отвечают
основным генетическим категориям рельефа района: 1 - денудационно-тектоническому
рельефу средне- и низкогорных массивов, 2 - структурно-денудационному рельефу хол¬
мистых, грядовых и грядово-увалистых расчлененных равнин и 3 - денудационному и ак¬
кумулятивному рельефу плоских и плосковолнистых низменных (0-200 м) или возвышенных
(200^-500 м) равнин [12].
Распределение рельефа указанных категорий на площади позволяет весьма четко
разделить территорию Кольского полуострова на две части, различающиеся по интен¬
сивности неотектонических движений, - западную, где участки интенсивных, значительных
и умеренных поднятий (амплитуды 250-300 м и более) занимают около 80% площади, и вос¬
точную, где преобладают слабые и незначительные поднятия (амплитуды 0-50 и до 200 м).
Эти части известны в литературе как Западно-Кольская и Восточно-Кольская нео-
тектонические структуры, различающиеся как по интенсивностям, так и по степени
дифференцированности неотектонических движений [13]. Важно подчеркнуть, что их
выделение основывается как на морфологии и гипсометрических характеристиках рельефа,
так и на различиях в сочетаниях тектонических разломов и трещин, образующих "струк¬
турный рисунок" рельефа [14]. Последнее обстоятельство позволяет предположить су¬
ществование зависимости между структурным рисунком трещинно-разломной сети геоло¬
гического субстрата и строением рельефа, определяемым амплитудами новейших тек¬
тонических движений и интенсивностью современных экзогеодинамических процессов [15].
44

Методика и результаты исследования
Плотности линеаментов определяли в ячейках квадратной сетки 3,8x3,8 км, причем
размеры клеток на местности в масштабах 1 : 2500000 и 1 : 500000 оставались равными, а их
положение - идентичным. Полученные распределения плотностей ЛС малого и высокого
разрешения, а также скейлинговые коэффициенты различных структурных элементов ЛС
анализировали для двух частей Кольского полуострова - упомянутых выше Западно- и
Восточно-Кольской неотектонических структур. Граница между ними является условной
линией, разделяющей области с резко различным режимом неотектонических движений.
Это различие хорошо выражено в центральной части полуострова и слабее в прибрежных
зонах юго-западного и северо-восточного побережья (рис. 1).
Фрактальность ЛС проявляется в увеличении общей длины линеаментов при повышении
разрешения в зависимости от размера клетки в степени, равной фрактальной размерности.
Хотя само по себе возрастание общей плотности ЛС на Кольском полуострове в 1,5 раза
при увеличении масштаба картирования в 5 раз дает представление о его непропорци¬
ональной связи с пространственным разрешением, тем не менее такая осредненная оценка
малоинформативна, что заставляет предпринять попытки анализа механизма приращения
отдельно для разных сочетаний элементов ЛС (мультискейлинга). Геометрические эле¬
менты и сочетания линеаментов для анализа мультискейлинговых свойств могут быть
разделены на четыре группы: свободные концы, проходные звенья, пересечения и опе¬
ряющие элементы (Т- и У-образные сочетания). При этом нетрудно заметить, что три
последние категории сочетаний могут давать одинаковый прирост плотности линеаментов,
хотя их значение как индикаторов характера тектонических движений совершенно раз¬
лично: проходные элементы не являются индикаторами кинематики разломов, пересечения
свидетельствуют о блоковой делимости без заметных горизонтальных смещений, опе¬
ряющие элементы доказывают наличие существенной горизонтальной составляющей.
Геометрия этого явления может быть иллюстрирована простой схемой, показывающей,
как приблизительно равное увеличение плотности (т.е. общей длины линеаментов в ячей¬
ках квадратной сетки) возникает для совершенно различных сочетаний элементов струк¬
турного рисунка ЛС (рис. 2). В соответствии с устанавливаемой таким образом зависи¬
мостью между геометрическими характеристиками ЛС и вероятной кинематикой отобра¬
жаемых трещинно-разломных структур, были подсчитаны количества клеток п {а, в) с со¬
четаниями оперяющих элементов (а) и пересечений (в) в клетках одинакового размера
(14 км2 на местности) для ЛС масштабов 1 : 2500000 (А) и 1 : 500000 (Б) (табл. 1).
Столбцы матриц А и Б соответствуют количеству оперяющих элементов, а строки -
количеству пересечений. Например, в столбце 2 и строке 1 в матрице А14 клеток с
сочетанием 2 оперяющих элемента и 1 пересечение, а в матрице Б - их 83. Увеличение
разрешения привело к появлению структурных элементов в пустых клетках в ЛС низкого
разрешения. Из 4159 клеток пустыми остались только 3057. Сравнение одинаковых эле¬
ментов двух матриц отчетливо показывает мультискейлинговое поведение сочетаний при
возрастании пространственного разрешения. Отсюда следует весьма важное заключение о
том, что здесь наблюдается интересное явление, называемое скринингом, или экраниро¬
ванием [16]. Скрининг представляет собой одну из особенностей роста фрактальных
структур, заключающуюся в том, что при возрастании разрешения рост плотностей в
клетках с пересечениями линеаментов ограничен и невелик, а почти весь прирост плот¬
ностей наблюдается в соседних клетках, т.е. в периферийных (экранирующих) зонах роста.
Следовательно, скрининговое поведение структурных элементов позволяет выявлять
Рис. 2. Основные варианты трансформации рисунка линеамент-
ной сети при переходе к более высокому (правая колонка)
разрешению с практически одинаковым увеличением плотности
(т.е. суммарной длины) линеаментов
Преобразования одного прохода элемента: / - в два; 2 - в пере¬
сечение; 3 - в сочетание с оперяющим
и- ш
45

Таблица 1
Матрицы распределения количеств сочетаний оперяющих элементов (а) и пересечений (в) в ЛС Кольского
полуострова масштаба 1: 2500000 (А) и 1: 500000 (Б)
А
0
1
2
3
4
0
4159
601
115
13
2
1
216
57
14
2
0
2
30
7
1
0
0
3
2
0
1
0
0
в
Б
0
1
2
3
4
а
0
3057
934
384
. 141
99
1
211
174
83
35
10
2
53
34
18
6
2
3
9
9
4
2
1
4
2
0
0
0
0
5
2
0
0
0
0
Таблица 2
Матрицы распределения количеств сочетаний оперяющих элементов {а) и пересечений (в) в ЛС масштаба
1: 500000 для восточной (В) и западной (Г) частей Кольского полуострова
В
0
1
2
3
4
0
1467
448
151
57
14
1
94
75
25
10
4
2
21
12
7
3
0
3
2
4
1
0
0
4
1
0
0
0
0
5
1
0
0
0
0
в
Г
0
1
2
3
4
0
1590
486
233
84
35
1
117
99
58
25
6
2
32
22
11
3
2
3
7
5
3
2
1
4
1
0
0
0
0
5
1
0
0
0
0
в
места ожидаемого роста плотностей линеаментов. При этом увеличение числа элементов в
матрице Б происходит преимущественно за счет роста числа клеток с изолированными
оперяющими элементами п {а, в = 0). Они составляют 70% прироста, и только в 20% клеток
к пересечениям происходит добавление новых оперяющих звеньев. То есть при повышении
разрешения в участках пересечения разломов происходит незначительное увеличение
общей плотности линеаментов и в основном за счет оперяющих элементов. Заметим, что и
относительный рост числа пересечений (2,22) при повышении разрешения также
значительно ниже роста числа оперяющих элементов (3,55).
Отношение средних плотностей линеаментов в масштабе 1 : 500000 в обеих частях полу¬
острова составляет 1,075. Это показывает, что они практически не различимы по этому
показателю, а наблюдающиеся различия в морфологии рельефа не отображаются в
величинах плотностей линеаментов и связаны с иными характеристиками строения
геологического субстрата. Полагая, что мультискейлинговые характеристики элементов
ЛС могут быть показателями кинематики разломов и режима неотектонических движений,
сравним эти параметры для западной и восточной частей Кольского полуострова. Причина
несогласования скейлингового поведения плотности линеаментов и структурных элементов
несомненно заключается в том, что одинаковый рост их плотности в элементарных клетках
может быть обусловлен сочетаниями различной конфигурации и разного тектонического
значения (см. рис. 2). Обратимся к результатам расчета числа сочетаний отдельных
элементов ЛС и, в частности, пересечений и оперяющих элементов в ЛС масштаба 1 : 500000
для двух неотектонических областей. Эти результаты представлены в виде двух матриц для
равных по площади восточной (В) и западной (Г) частей Кольского полуострова (табл. 2).
Значение элементов этих матриц аналогично значениям в матрицах (А) и (Б).
Нетрудно видеть, что полученные оценки показывают значимое различие в структуре
ЛС западной и восточной частей полуострова. Если соотношение сумм оперяющих
элементов (запад/восток) составляет всего 1,29, то скорость роста соответственно 2,38 и
1,76. Этот же показатель для пересечений линеаментов составляет соответственно 1,46, а
46

Рис. 3. Результат компьютерной обработки линеаментной сети в масштабе 1 : 500000, показывающий
пространственное распределение плотностей оперяющих элементов в клетках регулярной сетки площадью
14 км2
0 — отсутствие оперяющих элементов, 1—4 — прирост от 1 до 4 элементов в клетке соответственно.
Условная граница неотектонических областей та же, что и на рис. 1
для скоростей роста - 3,32 и 1,25. Пространственное распределение плотностей оперяющих
элементов в клетках размером 14 км2 показано на рис. 3. Совместно с матрицами В и Г
рис. 3 демонстрирует, что различие заключается не только в увеличении общего
количества оперяющих звеньев, но и их концентрации. Действительно, соотношение клеток
с одним оперяющим элементом (т.е. отношение сумм колонки 1 матрицы Г и матрицы В)
составляет только 1,13, а для клеток с 4 элементами возрастает до 2,44. Следовательно, в
западной части существенно больше клеток с повышенной плотностью оперяющих эле¬
ментов.
Обсуждение результатов
Для интерпретации полученных результатов экспериментального исследования необхо¬
димо напомнить, что, как известно, разломы земной коры почти всегда обнаруживают как
вертикальную, так и горизонтальную составляющие движения [17]. При полевых геомор¬
фологических и геологических наблюдениях сравнительно просто обнаруживается верти¬
кальная составляющая, особенно в тех случаях, когда по разломам образуются уступы в
рельефе или смещаются лежащие слои. Значительно труднее при этом выявить горизон¬
тальную составляющую, особенно направленную по простиранию сместителя, хотя имеются
многочисленные свидетельства значительной роли сдвиговых перемещений при дефор¬
мациях земной коры, в том числе, при новейших тектонических движениях и формировании
47

Рис. 3. Результат компьютерной обработки линеаментной сети в масштабе 1 : 500000, показывающий
пространственное распределение плотностей оперяющих элементов в клетках регулярной сетки площадью
14 км2
0 - отсутствие оперяющих элементов, 1-4 - прирост от 1 до 4 элементов в клетке соответственно.
Условная граница неотектонических областей та же, что и на рис. 1
для скоростей роста - 3,32 и 1,25. Пространственное распределение плотностей оперяющих
элементов в клетках размером 14 км2 показано на рис. 3. Совместно с матрицами В и Г
рис. 3 демонстрирует, что различие заключается не только в увеличении общего
количества оперяющих звеньев, но и их концентрации. Действительно, соотношение клеток
с одним оперяющим элементом (т.е. отношение сумм колонки 1 матрицы Г и матрицы В)
составляет только 1,13, а для клеток с 4 элементами возрастает до 2,44. Следовательно, в
западной части существенно больше клеток с повышенной плотностью оперяющих эле¬
ментов.
Обсуждение результатов
Для интерпретации полученных результатов экспериментального исследования необхо¬
димо напомнить, что, как известно, разломы земной коры почти всегда обнаруживают как
вертикальную, так и горизонтальную составляющие движения [17]. При полевых геомор¬
фологических и геологических наблюдениях сравнительно просто обнаруживается верти¬
кальная составляющая, особенно в тех случаях, когда по разломам образуются уступы в
рельефе или смещаются лежащие слои. Значительно труднее при этом выявить горизон¬
тальную составляющую, особенно направленную по простиранию сместителя, хотя имеются
многочисленные свидетельства значительной роли сдвиговых перемещений при дефор¬
мациях земной коры, в том числе, при новейших тектонических движениях и формировании
47

рельефа [18]. Вместе с тем ясно, что в строении Л С, являющейся плановым изображением
системы разломно-трещинных нарушений, сдвиговые компоненты перемещений могут
выявляться значительно легче, чем вертикальные. Очевидно также, что увеличение
пространственного разрешения материалов дистанционного зондирования, используемых
для идентификации линеаментов, способствует увеличению числа и достоверности вы¬
являемых признаков сдвиговых перемещений. Можно предполагать, что высокие показа¬
тели роста плотностей ЛС будут характерны для тех элементов ЛС, которые прямо
коррелируются с интенсивностью проявления новейшей тектонической активности и мор¬
фологией рельефа.
Результаты проведенного исследования подтверждают справедливость этих пред¬
положений. Мультифрактальные свойства ЛС Кольского полуострова отражаются не
только в характерном распределении плотностей линеаментов в ЛС двух масштабов, но и в
мультискейлинговых характеристиках разных элементов ЛС. При этом для клеток с
высокой плотностью линеаментов, соответствующих пересечениям или появлению оперяю¬
щих элементов, устанавливается разный прирост плотности ЛС при возрастании прост¬
ранственного разрешения. В то же время этот прирост различается и для районов раз¬
личных по неотектонической активности и морфологии рельёфа. В данном случае такое
отличие, причем статистически вполне значимое, установлено между западной и восточной
частями Кольского полуострова, соответствующими двум неотектоническим районам, вы¬
деленным различными геоморфологическими методами. Важно подчеркнуть, что помимо
повышения общей плотности линеаментов и высокой скорости роста числа пересечений в
области активных неотектонических движений, установлен небыстрый прирост числа
оперяющих элементов, характерных для разломов со сдвиговой компонентой. Это сви¬
детельствует о том, что повышение разрешения ЛС обеспечивает возможность выявления
горизонтальных смещений, а скейлинговые характеристики позволяют получать коли¬
чественную оценку скорости приращения этих элементов в различных частях района. В
случае проведенного эксперимента выявившиеся различия вполне отчетливо показывают
значимую корреляцию между скейлингом оперяющих элементов и неотектонической под¬
вижностью областей, выделенных по геолого-геоморфологическим данным.
Заключение
1. Проведенные на примере Кольского полуострова экспериментальные исследования
показали, что районы, различающиеся по морфологии рельефа, интенсивности неотекто¬
нических движений и морфометрическим параметрам, характеризуются различными
показателями роста определенных структурных элементов ЛС при увеличении разрешения.
2. Разработанная методика является по существу картометрическим способом анализа
связи геоморфологических характеристик рельефа со структурой разломно-трещинной сети
геологического субстрата, позволяющим выявлять сдвиговую компоненту неотектоничес¬
ких движений, выражающуюся в рисунке ЛС.
3. Скейлинг оперяющих элементов оказался параметром, который наиболее тесно связан
с интенсивностью неотектонических подвижек и дифференцированностью рельефа. Значи¬
мость этой характеристики отображает большую роль горизонтальной (сдвиговой) компо¬
ненты перемещений по разломам, которая нередко является плановым индикатором верти¬
кальных амплитуд рельефообразующих тектонических подвижек.
4. Изучение фрактальных свойств ЛС и, в частности, анализ мультискейлинга отдельных
элементов ЛС может явиться новым инструментом оценки интенсивности и характера
тектонических движений, коррелируемых со строением рельефа, неотектонической и,
возможно, сейсмической активностью.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Герасимов И.П. Современные аспекты общей теории образования рельефа земной поверхности // Изв.
АН СССР. Сер. геогр. 1982. № 5. С. 11-17.
2. Хайн В.Е. Мегарельеф Земли и тектоника литосферных плит //Геоморфология. 1989. № 3. С. 3-15.
3. Бронгулеев В. Bad. Крупнейшие формы рельефа Русской равнины и их связь со строением земной
коры // Геоморфология. 1989. № 3. С. 15-24.
4. Николаев Н.И. Новейшая тектоника и геодинамика литосферы. М.: Недра, 1988. 491 с.
5. Курбатова Л.С., Тимофеев Д.А. К познанию морфологической структуры рельефа: опыт картомет¬
рического анализа данных о расчлененности рельефа // Геоморфология, 1996. № 3. С. 62-71.
48

6. Hirata T. Fractal dimension of fault system in Japan: Fractal structure in rock fracture geometry at various
scales//Pageophys. 1989. V. 131. № 1/2. P. 157-170.
7. Васильев Л.Н., Качалин А.Б., Морален BM.f Терехов E.H. Фрактальные перколяционные кластеры в
сети линеаментов, выявленных по космическим снимкам, и тектоническое районирование восточной
части Балтийского щита // Исслед. Земли из космоса. 1994. № 5. С. 39-50.
8. Come Р.А., Sornette D., Vanneste С. Multifractal scaling properties of a growing fault population // Geophys. J.
Int. 1995. V. 122. № 2. P. 457-469.
9. Васильев Л.Н., Качалин А.Б., Морален B.M. и др. Мультифрактальность плотности линеаментов //
Исслед. Земли из космоса. 1996. № 2. С. 25-32.
10. Мусатов Ю.Е. Современная геодинамика Балтийского щита (на основе новых данных по Кольскому
полуострову) //Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты. М.: ГЕОС, 1998. Т. II. С. 53-
56.
1 \/Мусатов Ю.Е. Рельеф и возможная природа неотектонических деформаций верхних частей литосфе¬
ры // Геоморфология. 1996. № 1. С. 11-17.
12. Геоморфология Карелии и Кольского полуострова / Под ред. Легковой В.Г. и др. Л.:.Недра, 1977. 183 с.
13. Земная кора восточной части Балтийского щита / Под ред. Кратца К.О. и др. Л.: Наука, 1978. 232 с.
14. Стрелков С.А. Морфоструктуры северо-восточной части Балтийского щита и основные закономерности
их формирования // Палеогеография и морфоструктуры Кольского полуострова Л.: 1973. С. 5-80.
15. Бронгулеев В.Bad., Благоволин Н.С., Денисова Т.Б. и др. Некоторые особенности современной
экзогеодинамики Русской равнины и вопросы ее картографирования // Геоморфология. 1977. № 3. С. 42-
50.
16. Meakin РConiglio A., Stanley Е. Scaling properties for the surfaces of fractal and nonfractal objects: An intimte
hierarchy of critical exponents // Physical Review. A. 1986. V. 34. № 4. P. 3325-3340.
17. Лукьянов А.В. Горизонтальные движения по разломам, происходящие при современных катастро¬
фических землетрясениях // Разломы и горизонтальные движения земной коры. М.: Изд-во АН СССР.
Геол. ин-т АН СССР. Тр. 1963. Вып. 80. С. 34-112.
18. Сим Л.А. Изучение тектонических напряжений по геологическим индикаторам (методы, результаты,
рекомендации) // Изв. вузов. Геология и разведка. 1991. № 10. С. 3-22.
Институт географии РАН, Поступила в редакцию
Институт литосферы РАН 25.02.98
LANDFORMS, NEOTECTONIC MOVEMENTS AND MULTISCALING BEHAVIOUR
OF LINEAMENT NETS (KOLA PENINSULAR AS AN EXAMPLE)
L.N. VASIL'EV, B.M. MORALEV, A.B. KACHALIN, E.N. TEREKHOV,
A.S. TYUFIJN
Sum m a г у
The results of the experimental study of the interrelation between geomorphological features and multiscaling
behaviour of lineament nets in the scales 1 : 250000 and 1 : 500000 are presented. The scaling of fledg-faults was
found to be the most indicative parameter for the intensity of neotectonic movements. The multiscaling study of
lineament nets is considered to be an effective new tool for cartometric analysis of spatial morphological structure of the
relief and for the estimation of neotectonic and possibly seismic activity.
49

УДК 551.435.1:551.4.013
© 1999 г. И.И. НИКОЛЬСКАЯ, С.Д. ПРОХОРОВА
КАРТОГРАФИЧЕСКАЯ ОЦЕНКА СОВРЕМЕННЫХ И ПРОГНОЗНЫХ
ДЛИН СКЛОНОВ ЭРОЗИОННОЙ СЕТИ1
Оврагообразование - один из опасных природно-техногенных процессов. Его влияние на
хозяйственную жизнь регионов не ограничивается периодом активного развития оврагов,
их появления и быстрого линейного роста, углубления и увеличения площади. Ландшафты,
оставшиеся после практического завершения оврагообразовательного процесса, нередко
представляют собой "бедленд”. Подобную картину можно наблюдать в районе г. Канева
(Украина), в отдельных районах Центра России (на Среднерусской возвышенности), где.
овражно-балочные системы практически полностью расчленили водоразделы.
Вместе с тем овраги - это лишь одна из форм линейных эрозионных врезов. Общее
представление о расчлененности территории дает суммарная протяженность всех линейных
эрозионных форм: рек, суходолов, балок, лощин, оврагов. Показатель расчлененности
р рассчитывается как р = L/F, где L - суммарная протяженность эрозионных врезов на пло¬
щади F. Со степенью расчлененности непосредственно связана средняя длина склонов
эрозионной сети, определяемая как / = 1/2р, км/км2.
Средняя длина склонов эрозионной сети дает представление о размере площадей, на
которых в настоящее время линейная эрозия не развита, и площадей, сильно пораженных
ею. При малой густоте эрозионной сети имеют место длинные склоны, большие не-
расчлененные площади водоразделов. Изменения средних длин склонов в зональном ас¬
пекте могут быть проанализированы по материалам Р.А. Нежиховского, приведенным в
таблице [1].
Короткие склоны в лесостепной зоне обусловлены сочетанием максимальной густоты
овражно-балочной и лощинно-суходольной сети и значительной по сравнению со степной и
полупустынной зонами густотой русловой сети. В степной зоне при уменьшении густоты
речной сети относительно короткие склоны связаны преимущественно с развитием
овражно-балочной и лощинно-суходольной сети. Небольшая длина склонов в лесной зоне
обусловлена в основном максимальной густотой русловой сети.
Густота эрозионной сети варьирует в широких пределах как для одних и тех же
зональных условий, так и при одинаковых азональных параметрах рельефа, таких как глу¬
бина базисов эрозии, длина склонов. Во многом это связано с тем, что развитие верхнего
звена сети, в частности, оврагов определяется комплексом параметров, связанных с осо¬
бенностями антропогенного воздействия. Вместе с тем осредненные характеристики длин
склонов на территориях, имеющих примерно одинаковые природные характеристики,
также близки между собой.
Представляет интерес и анализ изменения состояния земель для условий реализации
потенциала овражной эрозии (в частности, прогноза густоты овражной сети) как природно¬
техногенного процесса, вызванного к жизни антропогенным воздействием, но разви-
Густота и средняя длина склонов гидрографической сети в различных природных зонах ЕЧ России
Природные
зоны
Холмистые равнины и низменности
Возвышенности и увалы
Густота, км/км2
Среди,
длина
скло¬
нов, м
Густота, км/км2
Среди,
длина
осло-
нов, м
Русло¬
вая
сеть
Овраж¬
но-ба¬
лочная
Лощинно-
суходоль-
ная
Русло¬
вая
сеть
Овраж¬
но-ба¬
лочная
Лощинно-
суходоль-
ная
Тундра
0,50
0,15
0,6
350
0,52
0,25
1,0
250
Лесная
0,56
0,25
1,1
230
0,57
0,35
2,0
150
Лесостепная
0,37
0,50
1,5
190
0,39
0,75
2,5
120
Степная
0,26
0,30
1,2
250
0,27
0,45
2,0
160
Полупустыня
0,23
0,15
0,8
370
0,24
0,20
1,2
270
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 97-05-64096).
50

вающегося как природная систе¬
ма. Расчет прогнозной густоты
овражной сети выполнен с учетом
таких основных показателей как
расходы ливневого и талого сто¬
ка, скоростей потоков, размывае-
мости грунтов, глубин базисов
эрозии и др. [2].
Анализ крупномасштабных
карт позволяет выделить терри¬
тории значительного расчлене¬
ния, где овраги и балки доходят
вершинами до водоразделов, и
участки склонов, практически не-
расчлененные. Количественно
можно оценить и прогнозный
прирост овражной сети, ориенти¬
руясь на гидроморфометрические
характеристики территории [3].
Пример такого расчета приве¬
ден для двух ключевых участков
центра России (рис. 1А, 1Б). На
рис. 1 А представлена овражно-
балочная система (крупные овра¬
ги с водотоком), привязанная к
пойме р. Пары (в р-не с. Отрада).
Густота эрозионной сети, опреде¬
ляемая как отношение суммарной
протяженности всех эрозион¬
ных форм к площади террито¬
рии, составляет: р = 8,35/5,4 =
= 1,55 км/км2. Средняя длина
склонов эрозионной сети равна
/ = 1/2 р = 0,32 км. Учитывая при¬
родные особенности и морфомет¬
рию водосбора, можно предпола¬
гать, что овраги № 1—6 достигнут
в своем развитии водораздельной
линии, что удлинит эрозионную
сеть на 2,25 км. Прирост эро¬
зионной сети могут дать отдель¬
ные овраги из числа береговых,
достаточно глубоких врезов по
длине реки, во всяком случае два
из них "а" и "б", вершины которых
прошли отметку 125 м и вышли
на приводораздельное прост¬
ранство. При значительных бази¬
сах эрозии (30-40 м) они могут уд¬
линиться до 300 м. Значительный
потенциал имеют и левые отвер-
шки оврага № 2, каждый из которых может в дальнейшем достичь 200-250 м. Общая
протяженность эрозионной сети при этом составит 11,6 км, густота — 2,15 км/км2, а средняя
длина склона уменьшится с 0,32 до 0,23 км. Приводораздельное пространство, к которому
подходят вершины врезов № 1—3, уже в настоящее время почти не имеет площадей,
свободных от линейной эрозии. Меньше расчленение в самом поселке и на водоразделе
между оврагами № 5 и № 6, где линейные формы практически отсутствуют.
На рис. 1 Б изображен водораздел между р. Труды и балкой Вязоватая, слабо расчле¬
ненный, несмотря на значительный базис эрозии, выпуклые склоны и сравнительно легко
размываемые грунты (лёссовидные суглинки). Протяженность эрозионной сети - 6,8 км, из
Рис. 1. Овражная сеть на участке бассейна р. Пары (А) и на
водосборе р. Труда и балки Вязоватая (Б)
51

них 2,25 км - долина р. Труды, 4,55 км - овражно-балочная сеть. Эрозией поражены в
основном склоны реки. Междуречье расчленено слабо. Средние показатели густоты
эрозионной сети и длины склонов составляют соответственно 1,38 км/км2 и 0,36 км.
Возможный суммарный прирост эрозионной сети близок к 2,0 км за счет дальнейшего
развития существующих овражных врезов, что увеличит густоту сети до 1,78 км/км2 и
уменьшит среднюю длину склона до 0,28 км. Весь прирост густоты сети произойдет на
склоновых водосборах р. Труды. Склон балки Вязоватая более пологий и не представляет
серьезной опасности для образования оврагов.
Интересно отметить, что, несмотря на различия рассмотренных ключевых участков,
густота эрозионной сети как современная, так и прогнозная, оказываются близкими - 1,54 и
1,38 км/км2 (современные) и 2,15 и 1,7 км/км2 (прогнозные). Средние длины склонов - 0,32 и
0,36 км (современные) и 0,23 и 0,28 км (прогнозные).
Подобный анализ позволяет оценить территории со сравнительно близкими гидро¬
морфометрическими характеристиками склонов эрозионной сети по единому показателю -
"средней длине склона". Разброс показателей может быть значительным, если анали¬
зировать конкретные природные объекты, особенно их современное состояние. По мере
реализации природного потенциала различия внутри единого природного комплекса будут
все больше нивелироваться; различия между регионами с различными природными
комплексами - увеличатся.
Представляет интерес анализ горизонтальной расчлененности Европейской территории
России эрозионной сетью долинной и нерусловой в настоящее время и на перспективу. Эта
работа должна рассматриваться как предостережение от того экологического бедствия,
которое может представлять овражная эрозия с точки зрения поражения земельного фонда.
С этой целью были составлены карты средних длин склонов (современных и прогнозных)
эрозионной сети на территорию ЕЧ России в м-бе 1:2500000. При этом были использованы
следующие материалы: 1) Карта оценки эрозионной опасности рельефа м-ба 1:2500000
(ИГРАН, 1987); 2) Карта густоты современных оврагов на ЕТ России м-ба 1:2500000
(НИЛЭП, 1990); 3) Карта прогнозной густоты оврагов на ЕТ России м-ба 1:2500000 (НИЛЭП,
1990).
С карты ИГРАНа была использована информация о суммарном расчленении территории
эрозионной сетью (кроме оврагов). Данные об оврагах получены с карт, составленных в НИ
Лаборатории эрозии почв и русловых процессов МГУ, где учтены все овраги длиной свыше
70 м [3]. Путем совмещения карты густоты современных оврагов с контурами карт ИГРАН
была составлена карта современной суммарной густоты всех эрозионных форм. Поскольку
дальнейшее развитие эрозионной сети осуществляется за счет роста современных и
образования новых склоновых оврагов, прогноз суммарной густоты эрозионной сети может
определяться путем совмещения карты прогнозной густоты овражной сети и карты
эрозионной опасности рельефа.
В контурах новых карт современной и прогнозной суммарной густоты эрозионной сети
была рассчитана средняя длина склонов и составлены соответствующие карты. Приняты
следующие ступени шкал: 0-0,15; 0,16-0,3; 0,31-0,5; 0,51-0,8; 0,81-1,25; 1,26-2,5; 2,6-5,0 км.
Анализ обеих карт показал, что современные длины склонов эрозионной сети варьируют
на территории ЕЧ России от 0,15 до 5,0 км, а прогнозные - от 0,08 до 5,0 км. Изменение
этого показателя преимущественно связано с азональными факторами.
Ниже приводятся характеристики современных и прогнозных длин склонов эрозионной
сети для отдельных районов ЕТ России.
Особо выделяется Кольско-Карельский район мелкогорий и равнин. На Кольском п-ве
отмечается неоднородное распределение длин склонов: в северной части преобладают
довольно короткие склоны (до 0,3 км), на остальной территории они изменяются в пределах
от 0,4 до 1 км. Для Карелии характерны крупные контура с длиной склонов
0,4-0,7 км, реже 0,3 км. Прогнозные характеристики совпадают с современными, что сви¬
детельствует об отсутствии эрозионной активности в этом районе.
Для Севера ЕТ России характерны преимущественно короткие склоны (0,2-0,3 км) на
моренных и холмисто-грядовых возвышенностях и длинные (до 1,7 км) в долинах рек и на
участках с озерно-ледниковым и долинно-зандровым рельефом. На северо-востоке из-за
высокой густоты речной сети на больших площадях преобладают короткие склоны (на
Болыпеземельской и Малоземельской тундрах, Печорской гряде, отрогах Северных Увалов,
в северной части Тиманского кряжа и др.). Самые короткие склоны (0,15-0,2 км) встре¬
чаются на Югорском п-ве (хребет Пай-Хой). На п-ве Канин наблюдается пестрая картина
распределения контуров с различными длинами склонов (0,2-0,5 км), а на побережье Белого
52

и Печорского морей они варьируют от 0,45 до 0,7 км. Длинные склоны (0,7-1,7 км)
отмечены на заболоченных участках правобережья р. Печоры, междуречье рек Мезени и
Печоры, в долинах рек Сев. Двины, Онеги, Вычегды, а также в бассейнах рек Медведицы,
Тверды, Ловати, Зап. Двины, Костромы и др.
В целом для северного района отмечается сравнительно слабая современная активность
линейной эрозии и как следствие достаточно длинные склоны овражной сети. Прогнозные
характеристики показывают, что на значительных площадях расчлененность сохранит
современные показатели или они несколько увеличатся, и естественно уменьшатся длины
сколов. Это относится как к районам холмисто-увалистого рельефа, так и к низменным
заболоченным участкам, где нет предпосылок для развития эрозионных процессов. В
качестве примера приведем фрагменты карт современных и прогнозных длин склонов
эрозионной сети (рис. 2 А и 2 Б). Несмотря на некоторое повышение овражности на
возвышенных участках, общая заовраженность территории ниже, чем в более южных
районах, где значительно больше предпосылок к развитию оврагов.
В средней полосе ЕТ России четко выделяются: равнинные территории, представляющие
увалисто-холмистые равнины, сильно расчлененные долинно-балочной сетью, и плоско¬
волнистые моренно-зандровые и аллювиальные террасовидные равнины; районы возвы¬
шенностей, интенсивно расчлененных долинно-балочно-овражной сетью.
К первому типу т.н. Полесий Русской равнины относятся: Мещерская низменность,
Окско-Донская равнина, Низкое Заволжье, равнина в верховьях Десны и Ипути. Здесь
преобладают длинные склоны - от 1 до 3,5 км. Обширные территории с длиной склонов
1,7 км выделяются на Мещерской низменности, в бассейнах рек Ветлуги, Вятки, Ипути. На
Окско-Донской равнине длина склонов варьирует от 0,5 до 1,25 км. Наиболее длинные
склоны отмечаются в междуречье Навли и Неруссы (3,5 км).
Прогнозная длина склонов характеризуется примерно такими же величинами, что в
целом свидетельствует о незначительной активности овражной эрозии на этих террито¬
риях. Хотя можно отметить отдельные участки со значительными уменьшениями длин
склонов - от 0,6-1,25 км (в современных условиях) до 0,2 км (по прогнозу), как, например, в
бассейнах Хопра и Цны.
Большие площади центра ЕТ России занимают возвышенности, такие как Среднерусская,
Калачская, Приволжская, Донская гряда, Высокое Заволжье.
На Среднерусской возвышенности* интенсивно расчлененной долинно-балочной и
овражной сетью, преобладают склоны длиной 0,2-0,3 км (в междуречье рек Лопасни и
Москвы, бассейне рек Протвы, Красивой Мечи, Зуши, правобережье Дон^). В центральной
ее части встречаются отдельные районы с длинами до 0,4 км. Несмотря на большую
расчлененность в настоящее время, предполагается дальнейшее развитие овражной эрозии,
а, следовательно, уменьшение длин склонов до 0,08 км (в бассейне р.р. Зуши, Упы,
Донского Белогорья). На рис. 3 представлены фрагменты карт современных (3 А) и прог¬
нозных (3 Б) длин склонов эрозионной сети на участок Среднерусской возвышенности и
прилегающей к ней Тамбовской равнины.
На Калачской возвышенности длины склонов уменьшатся вдвое (от 0,3 до 0,12 км), в то
время как на правом берегу Дона (Донская гряда) склоны выработали всю длину и равны
0,15-0,2 км.
Обширная территория Приволжской возвышенности выделяется довольно короткими
склонами - 0,2-0,3 км. По прогнозу предполагается их уменьшение до 0,15-0,12 км.
Значительное сокращение длин склонов ожидается в северной части Приволжской воз¬
вышенности (междуречье Суры и Свияги), где в результате интенсивной овражной эрозии
современные длины склонов, равные 0,4 и 0,8 км, уменьшатся до 0,15-0,16 км.
Для Верхнекамской возвышенности характерны мелкие контура с показателем
современных длин склонов эрозионной сети 0,3-0,5 км, прогнозные длины уменьшатся до
0,1-0,3 км. В районе Сарапульской возвышенности, на левобережье р. Камы эрозионной
активности не ожидается. Потенциал равен нулю.
Район Заволжья по показателям длин склонов неоднороден: Ульяновское Заволжье
отличается пестротой мелких контуров с длиной склонов - 0,2-0,3 км, для Саратовского
Заволжья характерно преобладание более крупных участков с длинами склонов от 0,5 до
0,8 км. Потенциал этого региона, также как и левобережье р. Камы, близок к нулю.
Обширная территория междуречья Белой и Камы (Уфимское плато) характеризуется
длинами склонов 0,4-0,5 км, по долинам притоков 1,25-2,5 км. Анализ прогнозной карты
этого района свидетельствует о продолжающейся активности овражной эрозии, т.е. длина
склонов может уменьшиться до 0,2 км.
53

6
Рис. 2. Современные (А) и прогнозные (Б) длины склонов эрозионной сети на участке верхнего течения
Волги, км
1 - < 0,15; 2 - 0,16-0,3; 3 - 0,31-0,5; 4 - 0,51-0,8; 5 - 0,81-1,25; 6 - 1,26-2,5
В районах Бугульминско-Белебеевской возвышенности и Общего Сырта эрозионной
активности не ожидается - прогнозные длины склонов равны современным, изменяясь в
пределах 0,2-0,4 км.
На юге ЕТ России самыми длинными склонами эрозионной сети (до 5 км) характе¬
ризуются: левобережье низовья Дона, бассейн р. Маныч, Прикубанская и Прикаспийская
низменности. На возвышенностях склоны более короткие: Ергени и западные отроги
Сальско-Манычской гряды (до 0,3 км), Ставропольская возвышенность - 0,4-0,6 км. На
54

л
ш?
6
Рис. 3. Современные (А) и прогнозные (Б) длины склонов эрозионной сети в центральных районах ЕТ
России, км
1 - < 0,15; 2 - 0,16-0,3; 3 - 0,31-0,5; 4 - 0,51-0,8; 5 - 0,81-1,25; 6 - 1,26-2,5
55

современной и прогнозной картах обширного региона юга России длины склонов эро¬
зионной сети практически одинаковы, что объясняется тем, что эрозионная сеть, в том
числе и овражная, достигла своих предельных размеров. Некоторая активизация ожидается
в бассейне р. Ей, где длины уменьшатся вдвое (от 0,8 до 0,4 км).
Выводы
Составленные в Научно-исследовательской лаборатории эрозии почв и русловых
процессов карты современных и прогнозных длин склонов эрозионной сети дают ин¬
формацию о характере распределения по территории Европейской России склонов раз¬
личной длины и прогнозе развития овражной эрозии на склонах в разных регионах. Как
показывают выполненные расчеты, процесс оврагообразования является одним из наиболее
опасных техногенных процессов, активно развивающихся в настоящее время как в регионах
давнего хозяйственного освоения, так и на новых урбанизированных территориях.
Представленные карты наглядно демонстрируют тот ущерб, который способно нанести
оврагообразование земельному фонду страны.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Нежиховский Р.А. Русловая сеть бассейна и процесс формирования стока воды. Л.: Гидрометеоиздат,
1971.476 с.
2. Овражная эрозия / Под ред. Чалова Р.С. М.: Изд-во МГУ, 1989. 168 с.
3. Веретенникова М.В., Зорина Е.Ф., Каташ И.Г. и др. Прогнозная оценка развития овражной эрозии как
современного антропогенного процесса // Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 10. М.: Изд-во МГУ,
1995. С. 68-86.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 05.01.98
CARTOGRAPHIC ESTIMATION OF PRESENT DAY AND PREDICTED SLOPES LENGTH
OF EROSION NETWORK
I.I. NIKOL'SKAYA, S.D. PROKHOROVA J
Summary
The method of estimation of existing and potential dissection is presented. The method is applied to European part
of Russia for valley-balka and gully network. The average slope length of erosion network is taken as the main
parameter. Mapping of this parameter allows to evaluate the hazard of gully erosion and to distinguish regions of recent
environmental tension.
56

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 3
июль-сентябрь
1999
НАУЧНЫЕ СООБЩЕНИЯ
УДК 551.432.8(268.45)
© 1999 г. И.Г. АВЕНАРИУС, Н.Н. ДУНАЕВ
НЕКОТОРЫЕ АСПЕКТЫ РАЗВИТИЯ РЕЛЬЕФА В ПОЗДНЕМ ВАЛДАЕ
В ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ БАРЕНЦЕВА МОРЯ И ПРИЛЕГАЮЩЕЙ СУШИ
Вопросы палеогеографии плейстоцена Баренцевоморского региона и прилегающей су¬
ши, особенно Печорской низменности, до сих пор остаются дискуссионными. Наглядное
свидетельство тому — появление ряда монографий [1—4] и серия публикаций в журнале
"Геоморфология" [5-9].
В попытке решить эту проблему исследователи привнесли свои "за" и "против’ в две
доминирующие палеогеографические модели развития природной среды этого региона,
морскую и ледниковую, которые у разных авторов, конечно, имеют разные модификации.
Такая последовательность в поляризации мнений представляется не случайной, так как
сторонники каждой модели "не слышат" возражений своих противников, сосредотачиваясь
лишь на той группе явлений и фактов, которые, по их мнению, подтверждают правильность
защищаемой ими модели.
К числу горячих сторонников развития в этом регионе крупных плейстоценовых ледни¬
ковых покровов, зарождавшихся на шельфах Баренцева и Карского морей, принадлежит, в
частности, А.С. Лавров [10], который более 30 лет проводит с коллегами комплекс
палеогеографических работ в Печорской, Мезеньской и Западно-Сибирской низменностях.
Последняя активная фаза наступания ледников на сушу датируется ими в пределах 8—9 тыс.
лет назад. Морская концепция развития региона наиболее полно разработана в 1950
I960 гг. в МГУ А.И. Поповым и Г.А. Лазуковым, по мнению которых в течение почти всего
плейстоцена уровень моря скачкообразно, но неуклонно снижался от отметок 250-200 м до
современного. В позднем валдае, по их данным, он фиксируется на отметках около +20 м,
тогда как в Мировом океане величина регрессии достигала -100 м. Отдавая себе отчет, что
решение всего круга вопросов палеогеографии плейстоцена этого региона очень сложно,
мы попытались оценить обе модели с точки зрения их реалистичности только для позднего
валдая - эпохи последнего крупного похолодания с максимумом 18-20 тыс. лет назад.
Главные позиции авторов: 1) концепция должна критически учитывать всю совокупность
новейших сведений по данному и смежным регионам, 2) рассматривать палеогеографию
региона в рамках общегеографических и, в частности, палеоклиматических сведений об
эпохе позднего валдая.
Материалы сейсмоакустического зондирования, геологического опробования и
эхолотного промера на шельфе Баренцева моря, геолого-геоморфологический анализ
данных, в том числе дешифрование космо- и аэроснимков по прилегающей суше, а также
опубликованные материалы общегеографического и палеоклиматического направления
позволяют утверждать, что поздневалдайское оледенение начиналось на суше в нескольких
центрах и не сливалось в единый Баренцевоморский щит с максимальной мощностью льда в
центре моря. Размеры ледников, за исключением Скандинавского, были невелики. Посту¬
лируемое сторонниками морской модели развития региона поздневалдайское положение
уровня моря на отметках около +20 м, также представляется маловероятным сценарием.
Допустить в рассматриваемом регионе большое покровное оледенение не дает
57

возможности в первую очередь ряд общегеографических факторов, а также комплекс
данных об особенностях палеоклимата в высоких широтах Западной Арктики в эпоху
позднего валдая * 18-20 тыс. лет назад. Разные авторы сходятся в том, что в пределах
восточной части Баренцевоморского региона и Печорской низменности в эпохи глобальных
похолоданий зимой преобладали отрицательные аномалии осадков [11, 12], что не могло
способствовать формированию здесь крупных покровных оледенений. Из-за наличия в это
время Скандинавского покровного ледника и в летнее время ситуация скорее всего была
близка к тогдашней зимней, хотя не исключено, что количество осадков в летнее время
было близким к современному [12].
Вторым достаточно важным обстоятельством является современный облик рельефа
региона и его морфоструктурная позиция. Сам факт формирования двух концепций
палеогеографии региона говорит о том, что в рельефе нет четко выраженных элементов,
которые бы однозначно свидетельствовали в пользу одной из них. Однако любой непред¬
взятый геоморфолог оценит современный рельеф междуречий на севере Печорской
низменности как эрозионно-денудационный с активным влиянием криогенных процессов
при весьма значительном термоэрозионном расчленении. Учитывая, что в долинах крупных
рек, прежде всего Печоры, выделяются три уровня надпойменных террас, а водоразделы
сложены валунными суглинками, которые исследователи единодушно датируют средне¬
плейстоценовым временем, логично допустить, что после среднего плейстоцена территория
трижды находилась под влиянием трансгрессий. Известно, что самая ранняя и теплая из них
распространялась на современную сушу до границы, современные отметки которой дости¬
гают +40 м (при \20ц на активно поднимающемся Кольском полуострове). Эта трансгрес¬
сия и одновозрастная с ней III надпойменная терраса с давних пор [13] подавляющим
большинством исследователей датируются началом позднего плейстоцена. Естественно, что
II надпойменная терраса скорее всего должна отвечать эпохе потепления в среднем валдае,
сопровождавшейся трансгрессией Мирового океана до отметок от -40 до +10 м (по данным
разных авторов, наиболее часто встречающаяся цифра 15 м). I надпойменная терраса,
которая во многих регионах Восточной Европы датируется концом позднего валдая -
началом голоцена, и в долине Печоры, скорее всего, имеет такой же возраст. Ее фор¬
мирование связано с быстрым ростом уровня Мирового океана в начальный этап фландр¬
ской трансгрессии, которая замедлилась только с бореального времени, после чего стали
формироваться пойменные уровни. Перерывы между формированием трех надпойменных
террас, т.е. образование их нижних уступов, в такой последовательности событий естест¬
венно отвечают периодам регрессий Мирового океана и его части - Печорского моря, в
эпохи похолоданий раннего и позднего валдая, когда уровень моря, по данным многих
исследователей, мог опускаться до -100 м. Более высокие террасовидные площадки,
известные на водоразделах Печорской низменности, скорее всего, должны быть более
древними - допозднеплейстоценовыми.
Исходя из особенностей морфологии рельефа приморской части Печорской низмен¬
ности, имеющей голоценовый возраст: абс. отметок (в среднем +5-7 м), ее исключительной
заозеренности и локального развития типичных морских береговых валов разных гене¬
раций, а также, судя по абс. отметкам позднеплейстоценовых террас, можно сделать вывод,
что в позднем плейстоцене - голоцене эта зона испытывала слабое и мало диффе¬
ренцированное воздымание на суше и незначительное и также мало дифференцированное
погружение - в прибрежной части и на прилегающем шельфе. В целом же облик рельефа и
морфоструктур Печорской низменности свидетельствуют о генеральной тенденции в
плейстоцене (а может быть, и в плиоцене) к прогибанию, а совсем не об устойчивом
поднятии. И только в пределах отдельных морфоструктур отмечались слабые поднятия.
Развивая идею о существовании в регионе в позднем валдае крупного ледникового покрова
с центром в Баренцевом море и конечно-моренными образованиями в районе 66° с.ш.,
А.С. Лавров пришел к выводу, что средние скорости воздымания региона за последние
20 тыс. лет составляли 10-30 мм/год. Близкие цифры получаются, если принять морской
вариант развития природной среды - около +10 мм/год. Однако такое предполагаемое
поднятие прибрежной зоны Печорской низменности не нашло отражения в морфологии
побережья, когда отсутствует лестница молодых позднеплейстоцен-голоценовых террас,
характерных, например, для Кольского побережья Баренцева моря, где отчетливо выражен
в рельефе комплекс морских террас позднеледниковья - голоцена с многочисленными
береговыми валами до отметок +60-+90 м. Расчеты скорости подъема Кольского полу¬
острова в это время дают цифры в среднем 3-5 мм/год [14], т.е., по меньшей мере, вдвое
ниже тех, которыми мы были бы вынуждены оперировать, если бы признали право¬
58

мочность покровной ледниковой или морской модели развития природной среды для
региона в эпохи похолодания позднего плейстоцена. Эти, на наш взгляд, весьма важные
предпосылки подтверждаются также данными дешифрирования рельефа севера Печорской
низменности по космическим снимкам масштаба 1:1000000. Сравнивая их с материалами
дешифрирования космических снимков районов классического развития конечно-моренных
образований к юго-востоку от Финляндии и районами Приморской низменности Восточной
Сибири и Якутии, можно отметить, что фотоизображение на космических снимках одно¬
значно свидетельствует о подобии рельефа Печорской низменности рельефу Приморских
равнин Восточной Сибири и Якутии, где, кроме М.Г. Гроссвальда, никто не предполагает
развитие покровного оледенения 20 тыс. лет назад. В то же время никакого сходства с
ледниковым рельефом краевых зон Скандинавского ледника в районе севера Печорской
низменности не отмечается. Что касается выделенных А.С. Лавровым конечно-моренных
гряд, то многие исследователи рассматривают их как структурно-тектонические обра¬
зования, фиксирующие в этом регионе структурные элементы Н-Ш порядков. Другие
исследователи, сторонники ледниковой концепции, придерживаются более скромных
масштабов последнего оледенения, приурочивая его южную границу примерно к 68° с.ш.
[12, 15, 16]. Они связывают ее с продвижением ледника от Новоземельско-Баренцевского и
(или) Карского центров. Однако эти исследователи не фиксируют на южной границе
покровного оледенения классические конечно-моренные образования, которые должны бы
были быть прекрасно выражены в рельефе и дешифрироваться на космических снимках.
Различается у разных авторов и генеральное направление движения ледника на севере
Печорской низменности - с севера на юг у Л.Н. Андреичевой [17], с востока на запад - у
Ю.А. Лаврушина [11], и с северо-востока на юго-запад - у А.С. Лаврова [10]. Концепции
даже малого варианта покровного оледенения в регионе противоречат серии абс. дати¬
ровок, полученных в последние годы в разных его районах и в смежных регионах. Так,
Е.С. Малясова и Л.Р. Серебрянный [18], отмечая отсутствие следов покровного оледенения
в южной части Южного острова Новой Земли, приводят для района Гусиного полуострова
абс. возраст торфяников 15 тыс. лет, что никак не корреспондируется с возможностью
существования на севере Печорской низменности покровного оледения в позднем валдае.
Отсутствие мощного оледенения на Ямале с самостоятельным центром на севере полу¬
острова в это время или выдвинувшегося из предполагаемого Карского центра доказы¬
вается датировкой находки на Ямале мамонта, возраст которого, по данным Л.Д. Су-
лержицкого, 18 тыс. лет [19].
Все эти вместе взятые обстоятельства заставляют обратиться к поискам альтернативной
модели развития природной среды региона в это время. Авторы эту модель представляют
следующим образом (рисунок). В эпоху максимума похолодания позднего валдая уровень
Мирового океана находился в регионе на современных глубинах 90-100 м, что определяло
значительное увеличение суши за счет прилегающего шельфа и увеличивало континен-
тальность климата региона, т.е. снижало количество осадков. Очертания акватории были
более изрезанными, чем в настоящее время. Зона полярного фронта, основного источника
современных осадков южной части Баренцевоморского региона и северо-востока Европы,
смещалась далеко на юг из-за влияния Скандинавского покровного ледника. Из-за его же
влияния практически не поступали в регион воды Гольфстрима, который также менял свое
местоположение. Скандинавский покров в виде огромного и мощного щита охватывал
западную часть Кольского полуострова, где выходил на современный шельф на расстояние
не более 100 км и во многих местах спускался в тогдашнее море, образуя шельфовые
ледники. Восточная граница Кольской лопасти Скандинавского ледника выходила на со¬
временную береговую линию примерно в районе устья реки Вороньей, а южнее огибала с
востока Ловозерские тундры и переходила в северную границу Беломорской лопасти.
Крупная Беломорская лопасть выходила в район Белого моря, в центральной части
^ которого оставалось подледное озеро. Кольская и Беломорская лопасти окаймляли
самостоятельный небольшой, маломощный и малоподвижный Понойский ледниковый
покров, выделенный впервые Н.Н. Арманд. Позднее его очертания были уточнены [20]. От
южной и восточной частей Беломорской лопасти отходили более мелкие языки в долины
рек Онеги, Северной Двины и Мезени. Распространялся ли ледник далее к востоку вплоть
до Тимана, пока неясно, так как ряд авторов ограничивает область его распространения
меридианом полуострова Канин [1, 11], а другие отмечают моренные образования вплоть до
Тимана [21]. На космических снимках многочисленные, но не очень крупные, несо¬
поставимые с районами Онеги и Северной Двины, дугообразные образования, напоми¬
нающие конечно-моренные, отчетливо дешифрируются к северу от долины Пезы. Но и они
59

Палеогеографическая схема юга Баренцева моря и прилегающей суши
Береговая линия: 1 - современная, 2 - поздневалдайская; области аномалий осадков: 3 - отрицательных в
холодное время года, 4 - положительных в теплое время года; 5 - преимущественные пути движения
антициклональных масс [по 1]: а - зимних, б - летних; границы покровных ледников: 6 - мощных и
активных, 7 - маломощных и слабоподвижных; 8 - граница локальных маломощных, прерывистых и
практически неподвижных покровов; границы областей развития горно-долинных ледников: 9 - сетчато¬
покровных, мощных, активных, 10 - маломощных и малоактивных; 11 - приледниковые озерные бассейны,
12 - предполагаемые русла рек; 13 - многолетние паковые льды, 14 - сезонные льды; зоны развития
аллювиальных, аллювиально-озерных и аллювиально-морских равнин с господством криогенных и
нивальных процессов в пределах: 15 - арктических тундр, 16 - тундро-лесо-степей
не протягиваются к востоку за Тиман. Это заставляет предполагать, что если ледник
доходил до Тимана, то сам Тиман был существенным препятствием на пути его про¬
движения на восток. Перевалить и выйти в Печорскую низменность через Тиман, осла¬
бевающий в краевой части, ледник ее смог.
Размеры оледенения на Шпицбергене и Земле Франца-Иосифа были больше совре¬
менного, но не намного. На Шпицбергене поздневалдайские конечные морены отмечаются
на расстоянии 100-200 км от современного края ледников. Тип оледенения в это время
оставался близок к современному сетчатому. На Новой Земле оледенение также было
несколько больше современного, переходя на Северном острове в метапокровное. На
Южном острове оледенение было развито только в северной части и носило характер
горно-долинного [22]. Ледники на Новой Земле выходили в район шельфа и распро¬
странялись вплоть до современных желобов. В Западно-Новоземельском желобе они
растекались по днищу, в локальных понижениях которого оставались подледные озера, а в
Восточно-Новоземельском находились на плаву. Хорошо выраженные в рельефе конечно¬
моренные образования на подводном валу Адмиралтейства могут быть следствием не¬
большого автономного ледника, либо являются ранневалдайскими образованиями. Большие
60

масштабы оледенения в раннем валдае отмечаются практически во всех горных системах
Российского сектора Арктики и Субарктики, в том числе и на островах Западной Арктики.
Значительная часть Печорского моря в позднем валдае представляла собой сушу в виде
низких морских, аллювиально-морских и аллювиально-озерных равнин, пересеченных
долинами рек, образовывавших многочисленные рукава; наиболее крупной из них была
долина Печоры. На равнинах формировались многолетнемерзлые породы, активно
протекали разнообразные криогенные процессы, т.е. характер морфолитогенеза напоминал
современный восточно-арктический, хотя и в несколько более ослабленной и, бесспорно,
своеобразной форме. Некоторое отличие от современных низких равнин в Арктике, где и
сейчас более активно идет перигляциальный морфолитогенез, обусловлено тем, что в
позднем валдае в Западной Арктике, к востоку от Тимана формировался своеобразный тип
покровного оледенения, не похожий на скандинавский. Скорее всего, именно поэтому
облик рельефа севера Печорской низменности на космических снимках похож на облик
рельефа восточноарктических низменностей и слабо сопоставим с рельефом районов
крупного покровного оледенения. На возвышенных водоразделах Малоземельской и
Большеземельской Тундр, а также на возвышенностях островов Когуев и Вайгач, на Пай-
Хое и Тимане в "тени" Скандинавского покрова могли формироваться разобщенные неболь¬
шие, маломощные и малоподвижные ледниковые образования типа Понойского покрова.
На низменностях они носили характер плоских и относительно изометричных покровов, а в
пределах структурно-денудационных холмогорий и низкогорий приобретали черты горно¬
долинных, но также маломощных и слабоподвижных. Их крайне ограниченная подвижность
проявлялась в основном в зонах перехода от водоразделов к крупным долинам. Близкую
ситуацию отразил для зырянской эпохи оледенения севера Западной Сибири С.А. Стрелков
[23].
Таким образом, ситуация на севере Печорской низменности в позднем валдае была
сходной с северными сибирскими равнинами вне зон выхода на них с гор ледниковых
потоков. Эта модель полностью отвечает облику современного рельефа региона, его
морфоструктурным особенностям, фиксируемых в мощностях и других характеристиках
рыхлых осадков. Она снимает некоторые труднорешаемые вопросы и позволяет увидеть
регион в рамках единой картины развития природной среды всей арктической области.
В итоге, в Баренцевоморском регионе и на прилегающей суше выделяется несколько
типов развития ледников в позднем валдае в зависимости как от крупных глобальных
закономерностей развития природной среды, так и от местных условий, во многом пре¬
допределенных, в частности, морфоструктурными особенностями региона. Вблизи Атланти¬
ческого океана благодаря малой континентальности климата и обилию осадков в области
Скандинавского линейного новейшего поднятия и на смежных территориях располагался
мощный (около 2 км) и активно двигавшийся ледниковый покров, имевший сложные
лопастные окончания, местоположение которых на платформенной равнине с тенденцией к
погружению и преимущественно с аккумулятивным рельефом во многом было морфострук¬
турно обусловлено. Восточнее Тимана, в ’’тени" Скандинавского покрова, на возвышенных
равнинах формировались малоподвижные, небольшие и маломощные, относительно
изометричные локальные покровы. Основной причиной развития такой формы оледенения
и существования по соседству типичных перигляциальных ландшафтов была континен-
тальность климата, вызванная как общегеографическими факторами, так и соседством со
Скандинавским покровом и покрытыми льдами Северным Ледовитым и частично
Атлантическим океанами.
Наряду с изометричными формами покровов, характерных для платформенных равнин, в
позднем валдае существовали разные формы горно-долинного оледенения: от активного
метапокровного высокоарктических широт (Шпицберген, Земля Франца-Иосифа) и районов
активного новейшего поднятия (Новая Земля, Полярный Урал), до маломощного и
значительно менее активного, где в пределах ландшафтов линейных холмогорий и низко- и
среднегорных сооружений и массивов формировались своеобразные типы горно-долинного
оледенения, мощность которого контролировалась широтой местности, путями западных
циклонов, удаленностью на восток от Атлантики, а также суммарной величиной новейшего
воздымания к началу позднего валдая.
61

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Асеев АЛ. Древние материковые оледенения Еропы. М.: Наука, 1974. 320 с.
2. Палеогеография Северной Евразии в позднем плейстоцене-голоцене и географический прогноз. М.:
Наука, 1978. 76 с.
3. Чочиа Н.Г., Евдокимов С.П. Палеогеография позднего кайнозоя Восточной Европы и Западной Сибири.
Саранск: Изд-во Мордов. ун-та, 1993. 248 с.
4. Самойлович Ю.Г., Каган Л.Я., Иванова Л.В. Четвертичные отложения Баренцева моря. Апатиты*
Изд-во КНЦ РАН, 1993. 72 с.
5. Ласточкин А Н., Мусатов Ю.Е. Фундаментальный труд о позднекайнозойском рельефообразовании //
Геоморфология. 1996. №2. С. 106-108.
6. Маккавеев А.Н. Состоится ли примирение ледниковой и ледово-морской концепций? // Геоморфология.
1996. №2. С. 108-109.
7. Малаховский Д.Б., Краснов И.И. Спорные суждения о палеогеографии Восточной Европы и Западной
Сибири // Геоморфология. 1996. № 4. С. 104-106.
8. Чочиа Н.Г., Евдокимов С.П. Палеогеография позднего кайнозоя Восточной Европы и Западной Сибири
(ответ рецензентам) // Геоморфология. 1997. № 1. С. 102-106.
9. Зархидзе В.С., Мусатов Е.Е. Цикличность позднекайнозойского осадконакопления на арктических
шельфах России // Геоморфология. 1997. № 2. С. 127.
10. Лавров А.С. Новоземельско-Колвинский ледниковый поток // Структура и динамика последнего
ледникового покрова Европы. М.: Наука, 1977. С. 46-49.
11. Climate and Environment Changes of East Europe during Holocene and Late-Middle Pleistocene. Preprint of
research materials for JGU conference "Global changes and geography". Moscow, August 14-18, 1995. M.: Inst, of
Geography of Russian Academy of Sciences, 1995. 103 p.
12. Кренке A.H., Пригорин B.E., Турков Д.В. Влияние аномалий снежного покрова на глобальный климат //
Изв. РАН. Сер. геогр. 1995. № 3. С. 25-36.
13. Лаврова М.А. К вопросу о морских межледниковых трансгрессиях Печорского района // Уч. зап. ЛГУ.
Сер. геогр. наук, 1949. Вып. 6. С. 13-51.
14. Авенариус И.Г., Алексеев В.В., Мысливец В.И., Сулержицкий Л.Д. Эколого-геоморфологические
исследования Мурманского побережья в районе Дальних Зеленцов // Экологические аспекты
теоретической и прикладной геоморфологии. Материалы Междунар. конф. "III Щукинские чтения". М.:
Изд-во МГУ, 1995. С. 207-208.
15. Яковлев С.А. Основы геологии четвертичных отложений Русской равнины (стратиграфия) // Тр.
ВСЕГЕИ. Нов. серия. 1956. Т. 17. 314 с.
16. Astakhov V. Late Glacial Events in the Central Russian Arctic // Quaternary International. 1997. Vol. 41/42. P. 17-
25.
17. АндреичеваЛ.Н. Основные морены Европейского Северо-Востока России и их литостратиграфическое
значение. СПб.: Наука, 1992. 123 с.
18. Малясова Е.С., Серебряный Л.Р. Естественная история Новой Земли // Труды Морской арктической
комплексной экспедиции. Вып. 3. Новая Земля. Т. 2. 1933. С. 10-23.
19. Сулержицкий Л.Д., Романенко Ф.А. Возраст и расселение мамонтовой фауны Азиатского Заполярья (по
радиоуглеродным данным) // Криосфера Земли. 1997. Т. 1. № 4. С. 12-19.
20. Стрелков С.А., Евзеров В.Я., Кошечкин Б.И. u др. История формирования рельефа и рыхлых
отложений северовосточной части Балтийского щита. Л.: Наука, 1976. 164 с.
21. Рудовиц ЮЛ. О количестве оледенений, бореальных трансгрессий и о границах последнего оледенения в
связи с новыми исследованиями на Среднем Тимане // Бюлл. КИЧП АН СССР. 1947. № 9. С. 15-22.
22. Красножон А.С. История развития южной части Новой Земли // Геология Южного острова Новой Земли.
Л.: Изд-во Севморгеология. 1982. С. 100-109.
23. Стрелков С.А. Север Сибири. М.: Наука, 1965. 336 с.
Ин-т океанологии им. П.П. Ширшова, Поступила в редакцию
НПП "Аэрогеология" 14.04.98
SOME ASPECTS OF LATE VALDAI RELIEF FORMATION IN THE EAST PART
OF BARENTS SEA AND ADJACENT LAND
LG. AVENARIUS, N.N. DUNAYEV
Sum m a г у
Paleoclimatic reconstructions and relief analysis were fulfilled, using the large-scale topographic maps and space
images for the land and bathymetric and seismic data - for the shelf. Three types of ice-shields and two types of
mountain and valley glaciers of different thickness and activity were distinguished in the region for the Late Valdai
Age. Paleoclimatic and geomorphologic data indicate the absence of continuous thick ice cover on the Pechora lowland
during this time.
62

УДК 551.435.743.551.461
© 1999 г. Н.А. БОГДАНОВ
РЕЛЬЕФ ПРИМОРСКИХ ДЮН И ОТНОСИТЕЛЬНЫЕ КОЛЕБАНИЯ
УРОВНЯ МОРЯ
Морфология эолового рельефа побережий, тесно связанная со знаком и темпом
относительных колебаний уровня моря, издавна привлекает внимание исследователей,
занимающихся изучением как истории развития побережий и осцилляций уровня моря [1-5],
так и неотектоники для целей поиска нефти и газа [6], а также россыпной металлоносности
[7-8]. В ходе развития данных исследований были разработаны фундаментальные поло¬
жения, неоднократно подтвержденные практикой. Условия и причины эоловой аккумуля¬
ции четко сформулированы В.Г. Ульстом [5]. К условиям им отнесены ветровой режим и
количество наносов в береговой зоне, а к причинам - морфо- и литодинамика подводного
берегового склона и пляжа, как источника песка для последующего переотложения, а
также знак, а главное, темп относительных колебаний уровня моря. Чем медленнее темп
регрессии и длительнее связь пляжа с аккумулятивной формой в его тыловой части при
достаточном количестве песка, тем более мощные, в том числе эоловые, формы
образуются на побережье. Глубокая дифференциация наносов приводит к формированию в
береговой зоне вслед за массивом дюн очагов концентрации тяжелых минералов (рис. 1).
P5F] /5 16 I А 1 17
Рис. 1. Фрагмент строения и динамики Лиепайской литориновой пересыпи
1 - валунные суглинки морены; 2 - останцы торфа анциловой стадии Балтики; 3 - пески; 4 - границы песков
с валунно-глыбовым бенчем; 5 - современная береговая линия; 6 - подводная {Н - 4-9 м) россыпь тяжелых
минералов мористее зоны подводных валов; 7 - погребенные почвы; 8 - лагунные отложения; 9 - массивы
высоких береговых дюн; 10 - гряды разновозрастных генераций береговых дюн; 11- направление стока
грунтовых вод; характер распределения составляющих прибрежного среднегодового потока волновой энер¬
гии: 12 - результирующая; 13 - эпюра нормальной составляющей на1 м длины берега, 14 - вдольбереговая,
на 1 м ширины волноприбойной зоны; 15 - изогипса +2,5 м; 16 - линия схематического разреза побережья;
77-геодезический репер
63

В последние годы возникла концепция: усиление эоловой аккумуляции и формирование
крупных приморских дюн приходится на трансгрессивные фазы [9]. Логичное и благо¬
звучное, на первый взгляд, изложение концепции Е.Н. Бадюковой и Г.Д. Соловьевой при
детальном рассмотрении изобилует противоречивостью отдельных положений ввиду
отсутствия исследования причин усиления этой аккумуляции. При обширности географии
приведенной литературы подобные огрехи вызывают недоумение. На стадии постановки
вопроса авторами упомянута работа Н.А. Соколова [1], которую еще 40 лет назад
В.Г. Ульст [5] в результате скрупулезного анализа материала признал сомнительным
частным случаем условий дюнообразования на опускающихся берегах Нидерландов.
Теоретической основой концепции выступает неудачный пример быстрого и непрерывного
падения уровня моря. Последствия данного процесса были очевидны и ранее. Описание же
рельефообразования при подъеме уровня вызывает в воображении образ уреза воды в виде
лопаты бульдозера, подрезающей аккумулятивные формы и нагромождающей вал высоких
дюн. Возможности выноса и перераспределения песков на подводном береговом склоне не
рассматриваются. Рассуждениями утверждается, что выравнивание межгрядовых понижений
с торфонакоплением в них связано лишь с заболачиванием вследствие подпора уровня
грунтовых вод при трансгрессиях, а отложения торфа ’’скорее всего" свидетельствуют о по¬
вышении уровня моря и усилении эоловой активности. Между тем, известны альтер¬
нативные явления: отчленение от акваторий и деградация лагун при остановках и падении
уровня; кратковременные ингрессии в глубь уже сформированных на побережье массивов
дюнных гряд; заболачивание понижений с близко расположенными водоупорами; дренаж
атмосферной влаги в сторону понижений, где в результате дифференциации наносов и
органических остатков грунтовыми водами и поверхностным смывом накапливаются
илисто-глинистые частицы, что также способствует заболачиванию и торфонакоплению в
гумидной и засолению понижений в аридной зонах. Фактическим обоснованием концепции
взят пример Старых Дюн побережья Нидерландов. Сопоставлением морфологии, датировок
торфа лагун и кривой хода уровня за последние 5 тыс.л. для опускающихся берегов Северо-
Западной Европы авторами концепции утверждается появление и рост дюнных гряд в
периоды трансгрессий, а межгрядовых поверхностей - в фазы регрессий. Предполагается
также одновозрастность гряд и торфяников. В то же время, детальный анализ пред¬
ставленного материала показывает, что на фоне медленного подъема уровня моря от -2 м
датировки торфа и предполагаемый возраст дюн совпадают с периодами смены знака
промежуточных колебаний уровня, когда в целом можно говорить о его стабилизации.
Большинство датировок совпадают с периодами приостановок регрессий (до 1 м), одна - с
ингрессией (до 1,5 м) и последующим выдвижением берега. Таким образом, факты сви¬
детельствуют о более сложном соотношении рассматриваемых процессов, нежели в
предложенной концепции.
Корректность подобных палегеографических реконструкций обеспечивается иссле¬
дованием фактических условий и причин дюнообразования. Приведем ряд данных о раз¬
витии этих процессов в голоцене на аккумулятивном участке побережья внутреннего
бесприливного Балтийского моря. Наиболее благоприятные для дюнообразования условия
здесь, как и на многих других участках побережья, складывались в литориновое время.
Направление равнодействующей ветрового режима в этот период было аналогично совре¬
менному [4-5]. Изменялись лишь количество и интенсивность поступления наносов на пляж.
В свою очередь, эта составляющая условий во многом определяется причинами - морфо-
динамикой и бюджетом наносов в динамически взаимосвязанной системе "подводный
береговой склон - пляж - авандюна".
На побережье Балтики в литориновое время (8,3-2,5 тыс.л.н.) синхронно проявились
несколько трансгрессивно-регрессивных фаз [10]. Тектонически стабильный аккумулятив¬
ный восточный берег в районе Лиепаи достаточно изучен [11-13]. Побережье представлено
литориновой пересыпью, пески которой залегают на каменистом палеобенче из размытых
моренных отложений (рис. 1). Кратковременный максимум трансгрессии (Lit j = +5 м)
маркируют слабо выраженные в рельефе аккумулятивные формы восточных берегов
реликтовых лагунных озер со впадающими в них мелкими реками. Береговые бары - "ядра"
пересыпи - приурочены к локальным тектоническим поднятиям, выраженным в рельефе
аккумулятивными мысами. Их разделяют пологовогнутые береговые дуги длиной 12-15 км
со стрелой прогиба 1,2—1,5 км. Бары осложнены с поверхности массивами высоких дюн. В
стенке песчаного карьера г. Тюпа (26 м по балтийской системе высот - БС) вскрыты по
крайней мере, три горизонта погребенных примитивных песчаных почв. Между грядой и
лагунными озерами прослеживаются несколько генераций береговых валов, валообразных
64

Рис. 2. Разрезы пляжа, июнь 1983 г.
Пески: 1 - мелкозернистые, в том числе с эоловой слоистостью, 2 - среднезернистые, 3 - разно-гру¬
бозернистые, с прослоями мелкого гравия, 4 — то же, с линзами и прослоями тяжелых минералов, 5-е оже-
лезнением, 6 - с прослоями плавника и включением ствола дерева; 7 - примитивные почвы; 8 - пред¬
полагаемое продолжение в разрезе прослоев штормовых ритмов; 9 - уровень грунтовых вод; 10 - точки
отбора проб.
Годы показывают возраст штормового ритма, сформированного в подошве активного слоя пляжевых
наносов, переработанных экстремальными штормами 1967 и 1983 гг.
дюн; здесь же проходит изогипса +2,5 м - ориентировочный уровень второй стадии
трансгрессии (Lit2 = +2-3 м). От гряды высоких дюн, преимущественно к северу,
веерообразно расходятся гряды более поздних генераций высотой 6-8 м. Современная
авандюна, параллельная пляжу, закреплена растительностью. На мысах авандюна слабо
выражена в рельефе, имеет высоту 1,5-2 м, а в нескольких метрах за ней протягивается
столь же невысокая гряда более ранней генерации. К средней части береговой дуги высота
четко выраженной здесь авандюны увеличивается до 3-4 м, а в нескольких десятках метров
за ней вал более ранней генерации возрастает до 5-7 м. В разрезе авандюн также
встречаются горизонты гумусированного песка и погребенные почвы (рис. 2). Рельеф
отмелого (/ = 0,005-0,007) песчаного подводного берегового склона на внешней его части,
мористее (-2,5-3,5 м) зоны подводных валов, представлен чередованием вдоль берега
литологически обусловленных поперечных ложбин и щитообразных повышений (фестонов),
сложенных алевритами (рис. 3). Система фестонов и ложбин динамически устойчива во
времени. Днища ложбин служат зонами периодического развития разрывных течений, на¬
носодвижущий и рельефообразующий эффект которых прослеживается вплоть до границы
(5—8 м) песков с каменистым дном (рис. 3—4). Этот эффект особенно заметен с активизацией
штормовой активности. Многолетний ее ход на Балтике имеет пики через 5-7 и 9-12 лет
[14]. По данным доктора Крюгера в Ежегоднике Грайсвальдского географического
общества за 1908 г., среднее количество максимальных штормов здесь за 100 лет достига¬
ло 17. Период между примерно равными по силе ЮЗ волнениями 1-2% обеспеченности
осени 1967 г. и зимы 1982-83 гг. - 15 лет. Ветровой нагон воды в 1967 г. был близок к 2 м в
Клайпеде, а в 1983 г. - 1,12-1,3 м в Балтийске и Пионерске. Высота прямого потока 33 Геоморфология, № 3
65

Рис. 3. Остаточные деформации рельефа береговой зоны после прохождения жестокого шторма зимы
1982-83 гг. в Юрмалциемсе
Размыв авандюны: 1 - в виде уступа, 2 - полный, с редкими останцами, 3 - то же, с остаточным валом и
затронутой размывом грядой более ранней генерации; границы прибрежных песков с валунно-глыбовым
бенчем и изобаты, август: 4 - 1982 г., 5 - 1983 г.; 6 - очаги остаточной аккумуляции наносов; 7 - направ¬
ления компенсационного оттока нагонных вод штормового периода; 8 - послештормовая регенерация релье¬
фа аккумулятивного мыса
заплеска, определенная по уровню полосы плавника и размыву тыловой части пляжа, в
Юрмалциемсе - 1,2-2,3 м БС (рис. 2). Следующий жестокий шторм с высотой нагона в
Лиепае до 0,6 м наблюдался в январе 1989 г. Нагонные уровни штормов сопоставимы с
отдельными длиннопериодными осцилляциями уровня моря и накладываются на них.
Короткопериодным качественным аналогом перестройки рельефа береговой зоны в
трансгрессивно-регрессивные стадии выступает развитие береговых процессов при резкой
смене волновых режимов [2, 15]. Инструментальная оценка величин остаточных штормовых
деформаций рельефа и бюджета наносов выполнена в августе 1982 и 1983 гг. (рис. 2-3) на
участке размером 8X1 км при частоте галсов промеров глубин — 200 м с точностью ±5 см.
В штилевой период лета на характерных участках пляжа пройдены 7 линий отбора проб из
колонок (0,3 м) и шурфов в тыловой его части. Базовым доштормовым уровнем приняты
результаты промеров и нивелировок конца предыдущего межштормового цикла (август
1982 г.). При средней величине деформаций ±0,5 м остаточная аккумуляция песков на
внешней части подводного берегового склона составила 0,95 млн.м3. Остаточный размыв (в
основном верхней части склона) —1,15 млн.м3. Размыв 1 пог. м поперечного профиля пляжа
м. Бернаты - 22,5 м3, севернее - 15 м3 и в центре береговой дуги - 10,5 м3. Дефицит наносов
пляжа - 0,13 млн. м3. За прошедшие после шторма 7 мес. умеренно слабых волнений пляж
активно восстанавливался за счет аккумуляции в приурезовой полосе наносов из верхней
части подводного склона. Расходная (-1,28 млн.м3) часть отрицательного (-0,33 млн.м3)
бюджета наносов, даже спустя значительный промежуток времени после шторма, при¬
ходилась на пляж и верхнюю часть подводного склона. Поперечный вогнуто-выпуклый
профиль последнего, вследствие дефицита наносов в верхней его части, характерен и для
более длительных повышений уровня моря. Запас волновой энергии в этих условиях
расходуется на: 1) переработку ранее созданных аккумулятивных форм на берегу; 2) вынос,
в том числе безвозвратный, наносов на внешнюю часть подводного берегового склона; 3)
перераспределение их вдоль берега и построение подводных аккумулятивных форм. Де¬
фицит наносов в верхней части береговой зоны и укрупнение частиц пляжевых песков
создают крайне неблагоприятные условия для эоловой аккумуляции. Измерения показали,
что в фазы развития-стабилизации шторма с возникновением ячеистой структуры цир¬
куляций водных масс и вследствие размыва подводных валов на участках поперечных
ложбин концентрировались зоны компенсации волнового нагона у берега. Углубление
днищ ложбин сопровождалось увеличением уклонов дна, возрастанием обратных асим¬
метрий волновых скоростей и сохранением больших деструктивных запасов энергии волн
для размыва берега. Над литологически обусловленными мысами и фестонами подводного
склона преобладали положительные асимметрии волновых скоростей, система валов была
отчетливо выражена. Потери волновой энергии здесь происходили на значительном
расстоянии от берега; часть энергии тратилась на размыв поверхности фестонов и вынос
наносов в смежные ложбины. В полосе ветро-волнового подпора, бережнее зоны разру-
66

Рис. 4. Периодическая активизация зоны разрывного течения над литологически обусловленной поперечной
ложбиной подводного склона, Юрмалциемс, 1978 г.: а - 15 июня, б- 8 августа, в - 15 августа
1 - изобаты через 1 м, 2 - то же, через 0,5 м, 3 - репер
шения волн, наблюдалась низкоэнергетичная волна перемещения. Мощность активного
слоя наносов средне-тыловой части пляжа напротив фестонов и на мысах значительно
меньше (0,4 м), чем в береговых дугах по траверзу ложбин (до 1,3 м). Размыву фестонов и
мысов препятствует также и плотная упаковка частиц мелко-тонкозернистых песков, их
слагающих. Наиболее интенсивный размыв авандюн, вплоть до гряды более ранней гене¬
рации, тяготел, ввиду особенностей динамики подводного склона и пляжа, к участкам
наиболее ярко выраженных и широких поперечных подводных ложбин (рис. 2-3). Затухание
волнения, падение нагонных уровней и ослабление обратного оттока вод по зонам
разрывных течений обусловили аккумуляцию на участках ложбин мелко-среднезернистых
песков приурезовой полосы. Гравитационная сепарация наносов привела к выдвижению
границы песков за счет накопления здесь в фазу стабилизации-затухания шторма мелко¬
тонкозернистых легкоминеральных частиц. Последние, под воздействием слабоумеренных
волнений межштормового периода, вновь подверглись перераспределению вверх по
подводному склону. Данный процесс зафиксирован на подводной части мыса очагами
аккумуляции мощностью 10-30 см (рис. 3). Относительное падение уровня в после-
штормовой период сопровождалось выдвижением пляжа путем причленения береговых
валов и образованием микролагун с илистыми накоплениями темноцветной органики -
качественное подобие развития берега при быстрых регрессиях. Стадии размыва пляжа
маркированы в разрезе характерными гравийно-песчаными штормовыми ритмами наносов
(рис. 2). В уступе размыва авандюны нередко обнажались остовы деревьев, колючая
проволока, свидетельствующие о неоднократности подобных явлений. В одном из разрезов
вскрыта погребенная почва, подстилаемая линзой ожелезненного песка, пропитанного
битуминозным веществом. В шурфе на глубине 2,4-2,5 м (-0,8 м Б С) обнаружен штормовой
ритм, аналогичный таковому 1983 г. Наличие в разрезе нефтепродуктов дает основание
предполагать сравнительно недавнее время размыва современной генерации авандюны с
распространением прямого потока заплеска до гряды более ранней генерации (рис. 2). На¬
гон воды у берега должен был достигать порядка 2 м, как, например, в 1967 г. В по¬
следовавший межштормовой период с низкими амплитудами (падением-стабилизацией)
уровня современная генерация авандюны восстанавливалась, очевидно, в два этапа.
Формирование примитивной почвы на поверхности штормового вала из среднезернистого
песка соответствовало этапу перестройки профиля подводного берегового склона: наносы
расходовались на восстановление его верхней части и пляжа. Погребение почв мелко¬
зернистыми эоловыми песками на стадии низких нагонных уровней началось с момента
достижения профилем подводного склона и пляжа доштормовых очертаний. Действительно,
в промежуток между штормами 1983 и 1989 гг. шло активное восстановление рельефа
3*
67

Рис. 5. Опорный разрез отложений Лиепайской пересыпи
1 - песчано-гравийно-галечные отложения, 2 - сильно выветрелые обломки гранитоидов, 3 - линза
концентрата тяжелых минералов, 4 - средне-мелкозернистые пески с ожелезнением, 5 - мелкозернистые
эоловые пески, 6 - плотные темно-серые глины с примесью алеврита, 7 - прослой черной органики, 8 -
торфяники опесчаненные с включением древесных остатков, 9 - элементы слоистости рыхлых отложений,
10- местоположение разреза в уступе размыва берега у развалин форта. Прочие условные обозначения см.
рис. 1-3
пляжа с образованием в тыловой части эоловых подушек. Здесь, по траверзу подводных
фестонов и приуроченных к ним восходящих ветвей литодинамических ячеек, форми¬
ровались гряды из закустовых бугров. На пляже входящего угла у южного мола порта, на
месте срезанной ранее до небольшого валика авандюны, наблюдался в 1988 г. вал высотой
2.5- 3 м и шириной 15-20 м. Последствием штормового выноса песков в ходе современной
трансгрессии можно считать среднемноголетнее увеличение их мощности на внешней части
подводного берегового склона. В пределах юрмалциемской береговой дуги в зоне глубин
-3,5-6 м мощность песков в 1968 г. оценивалась [12] в 1,5-3 м, а в 1984 г. она составила до
4.5- 5,5 м на глубинах моря -4-5 м.
Попытка реконструкции развития гряды высоких дюн пересыпи, ввиду отсутствия
определения возраста погребенных почв, предпринята с использованием опыта [6] изучения
текстуры отложений полного разреза наносов пересыпи. Разрез изучен на участке низового
размыва берега севернее порта и развалин крепости Либавы (рис. 5). Стенка разреза
68

Н,м
Рис. 6. Формирование приморских дюн (а) и палеодинамика береговой зоны (б) в условиях литориновых
осцилляций уровня моря
Цифрами на графике (а) вероятностной кривой колебаний уровня и в разрезе пересыпи обозначены номера
слоев опорного разреза (см. рис. 5), стрелкой - направление перемещения и группировка массива высоких
дюн при стабилизации уровня после стадии Lit—1. Пунктиром в части (б) рисунка показаны подводные
аккумулятивные формы, стрелками - вдольбереговые и поперечные потоки вещества и энергии. Условные
обозначения см. рис. 1
ориентирована вкрест генерального направления берега. Участок приурочен к осевой
линии структуры Лиепая - море. Установлено, что две стадии трансгрессии разделены
кратковременным падением (до -10 12 м) уровня моря [11, 17]. Резкое падение уровня
вслед за непродолжительным литориновым максимумом сопровождалось промежуточными
колебаниями. Завершение кульминации эоловой аккумуляции относится [17] к последней
(без уточнения) стадии трансгрессии. Составлением вероятностной кривой колебаний
уровня нами решена обратная задача: определение динамических условий формирования
выделенных в разрезе прослоев (сл.) по их текстуре (рис. 5-6).
Итак, в основании толщи, залегающей на размытой поверхности каменистого палео-
бенча, вскрывается базальный горизонт галечника начальной стадии трансгрессии. Он
сменяется вверх по разрезу слоистостью внешних подводных валов литоринового
максимума (сл. 1). Выше, с угловым несогласием залегает серия прослоев с характерной
текстурой мелководья приурезовой зоны (сл. 2-4). Формирование серии, очевидно, соот¬
ветствует периоду резкого падения и длительной остановки уровня. В это время произошло
отчленение лагуны, выдвижение берега в результате причленения береговых валов; поло¬
жено начало формированию на поверхности береговых баров гряд высоких дюн. Ди¬
намические условия в береговой зоне способствовали интенсивной подаче наносов на пляж,
транзиту и закреплению их в дюнных массивах. Слабое воздымание структурно обус¬
ловленных баров на мысах создавало условия медленной регрессии, благоприятствующие
повышенной интенсивности поступления наносов на пляж. На этом этапе происходили рост
и перестройка гряд в параболические дюны с некоторым продвижением их в сторону суши,
формировались примитивные почвы. Трансгрессивную пачку осадков (сл. 5, 7) с текстурами
подводных валов мелкбводья (2-3 м) разделяет прослой грубообломочных отложений
приурезовой полосы (сл. 6). На кривой колебаний слои 5 и 7 соответствуют крат-
69

{современным подъемам и спадам уровня конца первой стадии трансгрессии. Учитывая
достаточное количество обломочного материала к началу осцилляций и скорость вос¬
становления эолового рельефа в межштормовые периоды, размеры дюн к этому времени
должны были быть значительными. Судя по расположению горизонта почв в средней части
разреза г. Тюпа, они достигали высоты более 10 м. Приближение волноприбойной зоны и
пляжа к уже сформированной гряде обусловило частичный размыв фронтальной части
массивов, вынос песков на глубины и вдольбереговое их перераспределение (рис. 6). Резкий
спад уровня (сл. 5-6) вновь создал благоприятные условия для перемещения песков вверх по
склону, выноса их на пляж и усиления эоловой аккумуляции. Данная ситуация отражена в
разрезе дюны накоплением песков над горизонтом почвы. Далее по опорному разрезу с
резким угловым несогласием и размывом залегает толща гравийно-песчаных отложений
(сл. 8), сменяющаяся пологоволнистой слоистостью наносов береговых валов и рифелей
мелководья (сл. 9-10). Интенсивные ожелезненность песков и выветрелость гальки
гранитоидов свидетельствуют, по-видимому, о развитии прослоев в субаэральных условиях
прибрежной суши с обводнением грунтовыми водами, богатыми коллоидами железа. Время
существования геохимического барьера на границе суша - море, очевидно, соответствует
межлиториновой регрессии. Мощность (40 см) залегающего выше тонкослоистого хорошо
сортированного мелкозернистого светлого песка с пологим наклоном слойков в сторону
моря хорошо выдержана вдоль берега. В 5-ти км севернее (в Шкедес) в основании этой
толщи перемытых эоловых песков обнаружены линзы (5-20 см) концентратов (214 кг/т, 91%
из частиц 0,1- 0,25 мм) тяжелых минералов. Линзы залегают на клиновидно-слоистой толще
светлых мелкозернистых песков, бедных (0,3%) тяжелыми минералами. Трансгрессивная
пачка (сл. 11) перемытых эоловых песков, обогащенных волновой сепарацией тяжелыми
минералами, перекрыта горизонтом (сл. 12) лагунных отложений, также выдержанным в
разрезе вдоль берега. Последний близкий контакт волноприбойной полосы и пляжа с
массивами береговых дюн произошел на второй стадии трансгрессии (сл. 11). Быстрое
падение уровня обеспечило отчленение лагун, формирование веерообразных гряд поздних
генераций и погребение очередного горизонта почв г. Тюпа. Нижний прослой (5-7 см)
черной органики характерен для застойных гидродинамических условий мелких лагун,
отчлененных от акватории береговыми валами при падении уровня. По мере их заполнения
водами впадающих рек создались условия накопления серых опесчаненных глин. Дегра¬
дация лагун ознаменовалась торфонакоплением. Дальнейшее падение уровня вызвало
активизацию поступления наносов с подводного склона на пляж, обеспечив завершающую
кульминацию эоловых процессов и погребение торфяников песками (сл. 13). Современный
облик побережья сформирован в послелиториновое время, характерное дефицитом
мелкозернистых песков в береговой зоне и падением активности эоловых процессов.
Выводы
1. Интенсивность эоловой аккумуляции, главным образом, зависит от темпа от¬
носительных колебаний уровня моря и запасов в береговой зоне наносов определенной
крупности. Достаточные количества или избыток мелкозернистых песков в периоды
остановок или медленного падения уровня обеспечивают условия относительно без¬
возвратного выноса частиц на пляж и закрепления их в дюнных массивах.
2. В настоящее время на тектонически стабильных, ранее аккумулятивных берегах, где
гравитационной сепарацией в течение предыдущих трансгрессивно-регрессивных стадий
запасы мелкозернистых песков закреплены в приморских дюнах пересыпей, интенсивность
эоловой аккумуляции контролируется циклическим развитием динамически взаимосвязан¬
ной системы: подводный береговой склон - пляж - авандюна. Максимальными штормами со
средней периодичностью раз в 5-7 лет в верхней части береговой зоны создается дефицит
бюджета наносов. Аккумуляция песков преобладает мористее зоны подводных валов.
Периодическому размыву вплоть до ранних генераций подвержены и гряды авандюн. Их
взаимосвязь с динамикой подводного берегового склона проявляется приуроченностью
участков катастрофического размыва гряд к зонам развития разрывных течений. По¬
вышенная интенсивность послештормовой аккумуляции развивается на пляже по траверзу
подводных фестонов. С падением и низкоамплитудной стабилизацией нагонных уровней
начального этапа следующего межштормового цикла происходит, прежде всего, пере¬
стройка профиля подводного склона. После восстановления его доштормовых очертаний
рано или поздно, в зависимости от силы предыдущего шторма, в верхней части береговой
зоны возобновляется былая интенсивность эоловой аккумуляции. Восстанавливается и
70

авандюна. Перед ней к концу межштормового цикла образуются эоловые гряды эфемерной
генерации.
3. Эфемерные гряды межштормовых циклов эпизодическими - от случая к слу¬
чаю - наблюдениями могут восприниматься признаком активизации эоловой аккумуляции
при современной трансгрессии. Напротив, последствия ее, очевидно, выражаются слабым
среднемноголетним накоплением наносов на внешней части подводного берегового
склона.
4. Формирование крупных аккумулятивных, в том числе эоловых, форм в периоды
резких относительных колебаний уровня любого знака, ввиду кратковременности их связи с
пляжем и инерционности динамики подводного берегового склона, не происходит. Появ¬
лению и группировке массивов береговых дюн способствуют условия стабилизации уровня
на стадии регрессии. На слабо опускающихся берегах, темпом соотносимых с регрессией,
условия для стабилизации уровня и эоловой аккумуляции наиболее благоприятны. То же
самое характерно и для слабо поднимающихся участков берега в периоды медленных
трансгрессий.
5. Возобновление роста сформированных дюнных гряд в случае ингрессии присуще эта¬
пам стабилизации-падения уровня. Для сохранения гряд их мощность должна быть доста¬
точной по отношению к суммарной высоте уровней ингрессии и нагонов экстремальных
штормов. При затоплении территории и сохранении массивов дюн в виде островных баров
активизации эоловой аккумуляции на всем побережье не происходит. В пик трансгрессии
подвергаются абразии подножие и склоны островных массивов, срезаются более мелкие
аккумулятивные формы. Материал от их разрушения выносится на подводный береговой
склон, перераспределяется вдоль берега и расходуется на построение подводных
аккумулятивных форм.
6. При попытках создания "революционных" концепций дюнообразования весьма полезен
детальный и сопряженный анализ не только условий, но и причин эоловой аккумуляции на
морских берегах. Основное внимание должно уделяться исследованию параметров дина¬
мически взаимосвязанной системы "подводный береговой склон - пляж - авандюна", а
также знака и темпа относительных колебаний уровня моря. Игнорирование подобного
анализа в связи с отсутствием достаточно представительного в среднемноголетнем плане
материала натурных наблюдений и излишняя увлеченность показом довольно известных
закономерностей формирования эолового рельефа под воздействием ветро-песчаного
потока обусловливают тенденционную ограниченность "новых" концепций дюнообра¬
зования. — _
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 131. Соколов Н.А. Дюны, их образование, развитие и внутреннее строение. СПб., 1884. 286 с.
2. Леонтьев О.К. Перестройка профиля аккумулятивного берега при понижении уровня моря // Докл.
АН СССР. 1949. Т. 66. № 3. С. 578-583.
3. Якубов Т.Ф. Песчаные пустыни и полупустыни северного Прикаспия. М.: Географгиз, 1955. 532 с.
4. Марков К.К. Древние материковые дюны Европы. Очерки по географии четвертичного периода. М.:
Географгиз, 1955. 348 с.
5. Ульет В.Г. К вопросу о закономерностях развития эоловой аккумуляции на морском берегу // Тр.
океаногр. комис. АН СССР. 1959. Т. IV. С. 91-100.
6. Хайн В.Е. Геотектонические основы поисков нефти. Баку: Азнефтегаз, 1954. 692 с.
7. Аксенов А.А. О рудном процессе в верхней зоне шельфа. М: Наука, 1972. 157 с.
8. Айнемер А.И., Коншин Г.И. Россыпи шельфовых зон Мирового Океана. Л.: Недра, 1982. 253 с.
9. Бадюкова Е.Н., Соловьева ГД. Рельеф приморских дюн как индикатор колебаний уровня моря // Вести.
Моек, ун-та. Сер. 5. Геогр. 1997. № 5. С. 10-15.
10. Долуханов П.М. Послеледниковая история Балтийского бассейна и ритмостратиграфия голоцена // Bal¬
tics 1974. № 5. С. 147-152.
11. Гринберге Э.Ф. Позднеледниковая и послеледниковая история побережья Латвийской ССР. Рига: Зи-
натне, 1957. 123 с.
12. Болдырев ВЛ., Шуйский Ю.Д., Кочетков Б.В. О строении и формировании прибрежных россыпей
Восточной Балтики // Океанология. 1971. Т. 2. Вып. 2. С. 245-255.
13. Богданов Н.А., Кадик Ф.А. Об определении мощности слоя волновой переработки морских песчаных
наносов методом статического зондирования // Изв, вузов. Геология и разведка. 1985. № 9. С. 39-41.
71

14. Рыбак О.А., Рыбка В.Г., Шульгин Я.С. Основные положения расчета искусственных свободных пляжей
в условиях побережья Балтики // Исследования динамики рельефа морских побережий. М.: Наука, 1979.
С. 20-30.
15. Юркевич М.Г. Кратковременные деформации рельефа подводного склона верхней зоны шельфа //
Литодинамика, литология и геоморфология шельфа. М.: Наука, 1976. С. 257-266.
16. Долотов Ю.С., Жаромскис Р.Б., Кирлис В.И. Дифференциация осадочного материала и слоистость
прибрежных отложений. М.: Наука, 1982. 184 с.
17. Ульст В.Г. Морфология и история развития в области морской аккумуляции в вершине Рижского за¬
лива. Рига: Изд-во АН Латв. ССР, 1957. 179 с.
НПП "Эколого-аналитический центр", Москва Поступила в редакцию
13.03.98
COASTAL DUNES RELIEF AND RELATIVE SEA LEVEL CHANGES
N.A. BOGDANOV
Sum m a г у
The conception of the aeolian accumulation growth during transgressions is critically discussed. Dunes formation is
shown to be under strong impact of the morpho- and lithodynamics of the offshore and beach under the condition of
relative sea level changes. On the basis of composition and texture analysis of Littorina key section in the Liepaya bar
(East Baltic) the model of high dunes formation was developed. Stabilization of sea level during regression conduces to
the appearance and the grouping of coastal dunes. If the ingression takes place, reactivation of previously formed dune
ridges happens during the stages when sea level is stabile or decreasing.
УДК 551.4.01:168:551.16
© 1999 г. В.П. БОНДАРЕВ
МОРФОДИНАМИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ ЭЛЕМЕНТОВ
ОВРАЖНО-БАЛОЧНЫХ СИСТЕМ1
Овражно-балочные морфолитосистемы широко распространены и давно являются
объектом исследования специалистов многих направлений. Этот объект представляет
собой сложную систему с большим количеством элементов, набор которых в каждом
конкретном случае зависит от геологических, климатических, тектонических и антро¬
пологических условий и факторов. В настоящее время не существует общепринятой класси¬
фикации этих элементов. В предлагаемой статье рассматриваются вопросы классификации
элементов овражно-балочной морфолитосистемы, которые были сформулированы нами
ранее [1].
Созданием классификации элементов овражно-балочных систем занимались Д.Л. Ар¬
манд, В.В. Докучаев, В.П. Жадановский, Г.В. Занин, А.С. Козменко, В.П. Лидов, А.Г. Рож¬
ков, С.С. Соболев и др. Различными модификациями их классификаций пользуются до
настоящего времени. Классификации создавали под определенные цели и на конкретных
территориях, а следовательно, возникают проблемы их использования на других террито¬
риях. Актуальность создания простой классификации в настоящее время подтверждают
недавно вышедшие работы [2-4], в которых обобщен основной опыт, накопившийся по
решению этой проблемы в разных научных школах нашей страны. В работах указывается
на то, что различия между многими элементами нельзя провести четко, а сами класси¬
фикации достаточно сложны для восприятия и использования. Более того, чтобы опре¬
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 97-05-64096).
72

делить, к какой конкретной форме относится изучаемый элемент овражно-балочной
системы, необходимо провести детальное полевое исследование.
Разные авторы использовали различные подходы для решения рассматриваемой клас¬
сификационной задачи на основе анализа морфометрии и генезиса овражно-балочных
систем. Неопределенность в эту задачу вносит терминологическая запутанность вопроса.
Следовательно, необходимо последовательно рассмотреть проблему с терминологической,
морфологической и генетической точек зрения.
Терминологические сложности. Еще В. Масальский (1897) столкнулся с тем, что при
описании овражно-балочного рельефа в пределах европейской части России употреблялось
24 термина. По данным Д.А. Тимофеева [5], существует уже 19 определений оврага и 18 его
синонимов, местных и устаревших названий, 5 определений балки и 8 - лощины, а это
только основные элементы рассматриваемой системы. В иностранной литературе также
существуют терминологические сложности. Н. Гудзон (1974) приводит 7 вариантов одного
только понятия "овраг". Однако в зарубежной литературе при описании современных
флювиальных процессов, происходящих в верхних звеньях гидросети, наблюдается
тенденция к использованию лишь двух понятий: овраг (gully) и рытвина (rill).
Как уже отмечалось нами [1], одним из путей оптимизации в рассматриваемой области
может быть создание простой классификации с использованием минимального количества
уже существующих терминов, с уточнением их морфометрического и генетического
смысла. Анализ показал, что наиболее часто применяются такие понятия, как рытвина,
промоина, овраг, ложбина, лощина, балка. Определив их по простым морфометрическим
признакам, можно классифицировать эти элементы далее по другим основаниям деления
(региональным различиям, стадиям развития, количеству стадий врезания и т.д.).
Морфометрические основания выделения элементов. При изучении овражно-балочных
систем исследуются такие морфометрические показатели, как продольный и поперечный
профили. Также часто изучают форму склона, на котором развивается исследуемый эле¬
мент системы. Эти характеристики наиболее представительны, по ним набран большой
фактический материал, их легко измерить в поле и на топографической карте. Следо¬
вательно, они могут быть взяты в качестве основ деления для построения классификации
элементов данной системы.
Наиболее часто изучаемой характеристикой элементов овражно-балочной системы явля¬
ется продольный профиль. Особое внимание привлекает выработанный профиль формы.
Для оврагов и балок существует ряд зависимостей, описывающих форму такого про¬
дольного профиля [6-10]. Проверка теоретических кривых продольных профилей полевы¬
ми, экспериментальными и картографическими данными, проведенными в пределах Нечер¬
ноземного Центра и Центрального Черноземья, показала, что средние характеристики
уклона продольного профиля балок, оврагов и лощин резко отличаются друг от друга. Если
в случае с балками и оврагами мы имеем дело с профилем вогнутым, то у лощины он коле¬
блется от слабо вогнутого до выпуклого и приближенно его можно считать прямым [11].
Далее, если посмотреть определения термина "рытвина", то большинство авторов от¬
мечает, что продольный профиль этого элемента гидросети повторяет форму склона.
Полевые и картографические данные свидетельствуют о том, что продольный профиль
такой формы, как ложбина, также имеет форму склона. В эрозиоведении существует
недостаточно определенное понятие "промоина". Если принять, что у этой формы в
среднем прямой продольный профиль (чаще всего это не противоречит традиционному
полуинтуитивному восприятию этого понятия), то все приведенные элементы овражно¬
балочной системы можно разбить на три категории по форме продольного профиля:
а) близкие к форме склона (рытвина, ложбина), б) стремящиеся к собственной прямой
форме (промоина, лощина) и в) стремящиеся к собственной вогнутой форме (овраг, балка).
Еще одним широко используемым во флювиальной геоморфологии морфометрическим
параметром, характеризующим эрозионные формы, является поперечный профиль. Для
различных элементов овражно-балочной системы анализ поперечных профилей приводится
еще у А.С. Козменко (1954). В современной литературе также освещается этот вопрос
[2, 12, 13]. Из анализа этих работ можно получить представление о том, что по очертаниям
поперечного профиля выделяется два ряда форм: а) с плавными очертаниями (ложбина,
лощина и балка) и б) с резкими (рытвина, промоина и овраг). Более строгим критерием
разделения этих рядов может служить коэффициент естественного откоса, давно уже
использующийся в инженерной геологии. Этот коэффициент имеет определенный геомор¬
фологический смысл. Так, Ю.Г. Симонов (1972) показал, что геоморфологические процессы
73

Морфологическая классификация элементов овражно-балочной морфолитосистемы
Форма продольного профиля элемента
Уклон склонов элемента
Повторяет продольный профиль
Имеет собственную форму
склона
Прямую
Вогнутую
Больше угла естественного откоса
Меньше угла естественного откоса
Рытвина
Ложбина
Промоина
Лощина
Овраг
Балка
на склонах Забайкалья с уклонами, большими угла естественного откоса, протекают иначе,
чем на склонах, имеющих уклоны, меньшие угла естественного откоса. Б.Ф. Косов и
Б.П. Любимов рассмотрели этот вопрос применительно к овражным склонам [12].
На основании анализа поперечных и продольных профилей возможно составление клас¬
сификации (таблица), которая в первом приближении дает представление о морфомет¬
рических критериях разделения элементов овражно-балочной системы. Из схемы видно,
что их можно разделить по крутизне склонов поперечного профиля и сгруппировать по
форме продольного профиля.
Основным средством выражения морфометрических характеристик рельефа является
топографическая карта. Следовательно, важно выяснить, есть ли специфические средства
отображения выделенных элементов овражно-балочной системы. В середине нашего сто¬
летия вышел ряд учебных пособий и монографий, посвященных анализу топографических
карт для геоморфологических целей (Геоморфология в изображениях на картах и планах,
1938; Макеев, 1945, Подобедов, 1954). В современных работах также существуют спе¬
циальные значки для ряда рассматриваемых нами форм [14]. На основании этих публикаций
можно составить следующую таблицу изображений (рис. 1) для масштабов 1 : 10 000 и
1 : 25 000. Каждый элемент получает определенное топографическое отображение. Лишь
рытвина не имеет своего знака, так как это очень неустойчивый элемент системы,
имеющий настолько малые размеры, что пропадает при генерализации рельефа на топо-
карте. Естественно, топокарта позволяет провести лишь предварительное разделение
элементов овражно-балочных систем, и только полевое обследование дает наиболее до¬
стоверную информацию об изучаемых объектах.
Безусловно, в приведенную схему не всегда удается уложить все разнообразие овражно¬
балочных морфолитосистем, так как в природе часто встречается сложное переплетение
различных элементов рассматриваемой системы. Многие авторы отмечают, что самыми
простыми, с морфометрической точки зрения, являются рытвина и ложбина. Они имеют
сравнительно небольшие размеры. А самыми сложными и крупными считаются балки.
У них часто встречается асимметрия правого и левого склонов, хорошо развиты днище и
террасы. Поэтому вполне оправдано создание региональных схем, в которых учитывается
не только морфометрическая характеристика продольного и поперечного профилей.
Например, Т.Д. Гайворон [3], изучив морфометрические характеристики овражно-балоч¬
ного рельефа Среднерусской возвышенности в пределах Курской области, получила
матрицу типов балок с их морфометрическими характеристиками. Ею также приводятся
данные о морфолого-морфометрических и литологических различиях балок.
Рис. 1. Способы изображения промоины (а), оврага (б), ложбины (в),
лощины (г) и балки (д) на топографических картах
74

Динамические основания выделения элементов. Для изучения характера овражно-ба¬
лочного морфолитогенеза недостаточно морфометрической классификации. Здесь крайне
актуально определение истории развития изучаемых форм, а также возможные дальнейшие
его направления. В этом случае важно построение динамической классификации. Для этого
можно использовать опыт изучения пространственно-временных рядов. Одним из первых
такой ряд эрозионных форм предложил В.В. Докучаев (1878), описавший схему овраг -
балка - речная долина. А.С. Козменко (1954) и Д.Л. Арманд (1956) предложили выделять две
последовательности: а) ложбина - лощина - балка - долина; б) струйчатый размыв
(вымоина) - промоина - овраг - лог. Они назвали эти последовательности соответственно
древними и современными. Г.П. Бутаков и др. [2] предлагают их называть плейстоценовыми
и голоценовыми. Такое выделение двух рядов очень полезно. В общем случае, основным
признаком деления может служить наличие последовательностей с низкой и высокой
скоростью развития овражно-балочной системы.
По многочисленным данным, отличия между скоростями роста, а следовательно, и
возрастом элементов овражно-балочных морфолитосистем достаточно большие. Для овра¬
гов скорости роста рассматривались еще В.И. Масальским (1897), Э.Э. Керном (1913),
М.В. Проничевой (1955), С.Г. Чермским (1965). В последние полтора десятка лет также
было опубликовано несколько работ [15-18]. Доказано, что наибольшие скорости роста
отмечаются в начальный период развития овражных форм и могут достигать 50-150 м/год, а
средние скорости линейного роста оврагов колеблются в пределах от 0,5 до 2 м/г. То есть в
сравнительно небольшие сроки могут образовываться крупные овраги. При этом в русле
ярко выражена эрозия, аккумуляция сильно подавлена. В пределах системы образуются
склоны, крутизна которых превышает угол естественного откоса.
В противоположность оврагам, балки, лощины и ложбины формируются в результате
достаточно длительного времени. По мнению ряда авторов [2, 19-21], многие современные
крупные балки на территории Центральночерноземного района и смежных областей су¬
ществовали уже в доледниковое время, на что указывает плащеобразное залегание на их
склонах ледниковых суглинков и других четвертичных осадков. В этом случае в русле
развиваются как аккумулятивные, так и эрозионные процессы, склоны овражно-балочной
системы приобретают уклоны, меньшие угла естественного откоса. При этом для ин¬
тервалов, сопоставимых со временем развития оврагов, в балках, лощинах и ложбинах
существует квазиравновесие между эрозией и аккумуляцией. Если эрозия преобладает на
протяжении более значительных интервалов времени, то система развивается от ложбины к
балке. Если же преобладает аккумуляция, то система регрессирует в обратном направ¬
лении.
Из вышесказанного следует, что основным критерием разделения двух рядов, выде¬
ленных А.С. Козменко и Д.Л. Армандом, может служить скорость развития элементов,
системы. В свою очередь сами скорости определяются характером сочетания эрозионно¬
аккумулятивных и склоновых процессов.
В данном случае были рассмотрены абсолютные скорости эрозионно-аккумулятивно¬
го процесса. В то же время, можно говорить не только об абсолютной, но и об от¬
носительной скоростях эрозионного врезания формы. Так, если в аридных странах с
широким распространением лёссовых пород склоны достаточно долго остаются крутыми,
то в районах распространения многолетнемерзлых пород склоны достаточно быстро
приобретают плавные пологие формы. Следовательно, для сохранения более четких и
резких очертаний форм скорость эрозии в первом случае может быть гораздо меньше, чем
во втором.
Наряду с уже рассмотренными рядами можно выделить и некоторые другие. Так,
Н.И. Маккавеев [22] указал на возможность реализации последовательности река - балка -
овраг. На примере изучения бассейна р. Сейм, Т.Д. Гайворон доказала, что таких рядов еще
больше [23]. Она выделила следующие последовательности: овраг - балка - овраг; ложбина
- лощина - балка; ложбина - лощина - овраг - балка - овраг; долина - балка - овраг.
Вместе с тем, можно представить себе ситуацию, когда долина перешла в балку, а далее
в лощину. После этого произошло еще большее "заплывание" формы, и она превратилась в
ложбину или была полностью захоронена. Так, А.И. Скоморохов приводит данные бурения
в пределах ложбины, которые показывают, что эта форма рельефа раньше была крупной
балкой [24]. В другом случае демонстрируется существование погребенных овражно¬
балочных систем, не читающихся в современном рельефе [25, 26]. Переход балки в ложбину
в результате активизации солифлюкционных процессов также рассмотрен С.И. Антоновым
и др. [27].
75

в
Ряд с высокой скоростью развития системы
0
Д
С д
Рытвина
Промоина
Овраг
о р
Ускорение
к о
л е
развития
л с
и к
системы
О б
н и
Н О
Ложбина
Лощина
Балка
а
р
а
Ряд с низкой скоростью развития системы
Прямой ход развитий овражно-балочной системы
Обратный ход развития овражно-балочной системы
Рис. 2. Схема динамики овражно-балочных систем
Замедление
развития
системы
Это обстоятельство привело некоторых авторов к отрицанию за ложбинами права
считаться первичными формами "нормальной” (по Д.Л. Арманду) эрозии [2]. Однако, как
мы уже видели, многие исследователи показывают, что лощины могут образовываться не
только в результате "заплывания" балок, но и прямым путем. Нет основания им не до¬
верять. Классические примеры образования ложбин в результате склоновых процессов
описаны еще В. Пенком.
Еще на одно важное для нашего исследования обстоятельство указывал в начале века
В.П. Жадановский (1908). В своей работе он выделяет также два ряда: "деятельных" и
"недеятельных" оврагов. Причем на каждом этапе развития от рытвины к глубокому
ущелью существует возможность прекращения развития эрозионной формы и перехода ее в
стадию "недеятельного оврага" (от ложбины до лога или долины). Следовательно, если
происходит переход любого элемента из ряда с высокой скоростью развития в элемент ряда
с низкой скоростью, то можно говорить о замедлении развития системы, если же наоборот
- то об ускорении.
В настоящее время еще идет дискуссия о возможности существования некоторых из
пространственно-временнь!х овражно-балочных рядов. Скорее всего их достаточно много.
Следовательно, одним из путей решения проблемы изучения морфолитогенеза может быть
создание общей схемы этих рядов, позволяющей проследить большинство из них. Попытки
такого рода периодически предпринимаются. Как правило, предлагаемые схемы либо
касаются частных случаев, либо достаточно сложны для восприятия, так как используют
расширенную терминологию и показывают большое количество тенденций. Эти схемы
важны для специалистов в области изучения овражно-балочных систем, но плохо вос¬
принимаются учеными смежных отраслей знания.
Если учесть, что продольный и поперечный профили эрозионно-аккумулятивных форм
являются индикаторами направленности флювиального и склонового процессов, то пред¬
ложенной морфометрической классификации (таблица) можно придать динамическую
окраску (рис. 2). Это позволит проследить наибольшее количество путей морфолитогенеза
овражно-балочных систем. Как видно из рисунка* объединение элементов системы про¬
ведено по скорости их развития. В этом случае по горизонтали хорошо просматриваются
прямой и обратный ход развития овражно-балочной системы, а по вертикали - его
ускорение и замедление. Предложенная схема хорошо вписывается в представления о
цикличности эрозионно-аккумулятивного процесса в овражно-балочных системах, о ко¬
тором писал еще А.С. Козменко (1954). В этом случае формируются сложно построенные
террасированные формы третьего — пятого порядков, которые А.С. Козменко называл
суходолами, и за которыми можно закрепить этот термин в качестве видового названия.
Выводы
Таким образом, на основании проведенных исследований и анализа литературных ис¬
точников можно составить достаточно простую классификацию овражно-балочных систем,
в которой сочетается упорядоченность терминологии, морфометрических и динамических
76

характеристик. Выделение небольшого количества понятий (рытвина, ложбина, промоина,
лощина, овраг, балка) позволяет закрепить за ними статус родовых. Морфометрический
анализ дает возможность отделить элементы системы, склоны которых имеют уклоны
больше угла естественного откоса (рытвина, промоина, овраг) от тех, у которых эти
уклоны меньше указанного угла (ложбина, лощина, балка). Группировка по форме про¬
дольного профиля позволяет образовать три группы форм: ложбина и рытвина, имеющие
продольный профиль, совпадающий с формой склона; промоина и лощина, обладающие
собственной формой, близкой к прямой; овраг и балка - с вогнутой формой профиля. Такая
классификация позволяет дать определение любого элемента овражно-балочных систем.
Так, оврагом можно называть элемент овражно-балочной системы, имеющий вогнутый
продольный профиль, несовпадающий с профилем склона; в свою очередь, склоны по¬
перечного профиля оврага имеют уклон, превышающий уклон естественного откоса.
Подобным же образом можно определить и оставшиеся пять элементов системы.
На основе анализа пространственно-временных рядов овражно-балочной системы уда¬
ется составить схему динамики овражно-балочных систем, в которой, с одной стороны,
хорошо просматривается прямой и обратный ход ее развития, а с другой стороны, его
ускорение и замедление. Предложенная морфодинамическая классификация хорошо вписы¬
вается в представления о цикличности эрозионно-аккумулятивного процесса, что дает
возможность анализировать сложные овражно-балочные формы с единых позиций.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1 . Бондарев В.П. Проблемы изучения овражно-балочных морфолитосистем // Вести. МГУ. Сер. 5.
География. 1997. № 4. С. 15-19.
2. Бутаков ГП., Дедков АЛ., Зорина Е.Ф. и др. Эрозионный рельеф временных водотоков Восточно-
Европейской равнины // Эрозионные и русловые процессы. Вып. 2. М.: Изд-во МГУ, 1996. С. 24-39.
3. Гайворон Т.Д. Основы систематики балочных форм // Геоморфология. 1997. № 1. С. 66-69.
4. Назаров Н.Н. Особенности современного толкования термина "овраг" // Геоморфология. 1997. N° 4
С. 43-54.
5. Тимофеев Д.А. Терминология флювиальной геоморфологии. М.: Наука, 1981. 268 с.
6. Боголюбова И.В., Караушев А.В. Вопросы формирования и развития оврагов // Тр. Гос. Гидрологии,
ин-та. Режим, теория, методы расчета и измерения наносов. Л.: Гидрометеоиздат, 1979. Вып. 267.
С. 5-25.
7. Зорина Е.Ф. Прогноз количества и длины оврагов в пределах балочного водосбора // Эрозия почв
и русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1981. Вып. 8. С. 80-91.
8. Овражная эрозия / Под ред. Чалова Р.С. М.: Изд-во МГУ, 1989. 168 с.
9. Трофимов А.М., Московкин В.М. Математическое моделирование в геоморфологии склонов. Казань:
Изд-во Казан, ун-та, 1983. 216 с.
10. Филин В.И. Некоторые закономерности в строении русла оврага и их использование // Тр. Брянск,
лесохозяйств. ин-та, 1957. Т. 8. С. 141-153.
11. Бондарев В.П. Морфометрический анализ овражно-балочных систем Центрального Черноземья для
целей их классификации // Геоморфология. 1996. № 1. С. 53-58.
12. Косов Б.Ф., Любимов Б.П. Оценка деформаций овражных склонов гравитационными процессами для
прогнозирования роста оврагов // Эрозия почв и русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1979. Вып. 7.
С. 90-100.
13. Леонтьев О.К., Рычагов Г.И. Общая геоморфология. М.: Высш. шк., 1988. 319 с.
14. Условные знаки для топографической карты масштаба 1:10 000. М.: Недра, 1977. 143 с.
15. Зорина Е.Ф., Никольская И.И., Веретенникова М.В. Количественная характеристика интенсивности
роста оврагов // Геоморфология. 1991. № 1. С. 65-71.
16. Мясоедов С.С. Борьба с оврагами. М.: Россельхозиздат, 1984. 88 с.
17. Сельскохозяйственное использование заовраженных земель. М.: Агропромиздат, 1989. 220 с.
18. Скоморохов А.И. Скорость роста оврагов (по наблюдениям в Курской области) // Геоморфология. 1981.
№ 1. С. 97-103.
19 .Дедков А.П. Экзогенное рельефообразование в Казанско-Ульяновском Поволжье. Казань: Изд-во Казан,
ун-та, 1970. 255 с.
20. Хруцкий С.В. Проблемы формирования балок в связи с изменениями климата плейстоцена // Геомор¬
фология. 1985. № 1. С. 17-21.
21. Спиридонов А.И. Геоморфология европейской части СССР. М.: Высш. шк., 1978. 331 с.
22. Маккавеев Н.И. Некоторые особенности эрозионно-аккумулятивного процесса // Эрозия почв и русловые
процессы. М.: Изд-во МГУ, 1981. Вып. 8. С. 5-16.
77

23. Гайворон Т.Д. Стадии овражно-балочных форм и их связь с этапами земледельческого освоения // Гео¬
морфология. 1985. № 4. С. 66-71.
24. Скоморохов А.И. Флювиальный процесс и динамика балочных систем // Геоморфология. 1991. № 2.
С. 16-24.
25. Сычева С.А. Эволюционный анализ плейстоценовых погребенных малых эрозионных форм // Геомор¬
фология. 1996. № 3. С. 31-38.
26. Сычева С Л. Эволюция балочной системы в климатическом ритме "оледенение - межледниковье - оле¬
денение" // Геоморфология. 1997. № 2. С. 41-49.
27. Антонов С.И., Болысов С.И., Мысливец В.И. Криогенные реликты в рельефе и рыхлых отложениях
бассейна средней Протвы // Геоморфология. 1992. № 1. С. 41-49.
Музей землеведения МГУ Поступила в редакцию
14.01.98
MORPHOGENETIC CLASSIFICATION OF GULLY-BALKA SYSTEMS
V.P. BONDAREV
Sum шагу
Simple classification of elements of gully-balka (dry valley) systems is put forth. The classification combines
ranked nomenclature with morphometric and dynamic characteristics. Six types of elements were distinguished; they are
considered as generic. These elements may be separated by the morphology of their longitudinal and transverse
sections. The scheme of gully-balka lithogenesis was compiled; it shows the trend in the development of gully-balka
systems as well as acceleration and deceleration of this development.
УДК 551.435.11
© 1999 г. O.B. ВИНОГРАДОВА, Н.Н. ВИНОГРАДОВА, Н.В. ХМЕЛЕВА
К ВОПРОСУ О ДЕФОРМАЦИЯХ РУСЛОВЫХ ФОРМ ГОРНЫХ
И ПОЛУТОРНЫХ РЕК
Вопрос о деформациях русловых форм и транспорте наносов в горных и полуторных
реках с валунно-галечным аллювием пока еще слабо изучен. Как известно, специфическими
особенностями режима горных и полуторных рек являются большие скорости течения и
высокая степень кинетичности потока, обусловливающие интенсивный транспорт наносов.
В паводки и половодья по ним происходит массовое смещение валунно-галечного мате¬
риала. Казалось бы, что в этом случае должны интенсивно перемещаться и создаваемые
потоком русловые формы. В то же время рядом исследователей [1, 2] отмечается, что
русловые формы, образованные в реках этого типа, в отличие от равнинных рек,
характеризуются незначительными горизонтальными деформациями и практически не сме¬
щаются вниз по течению. Таким образом, возникает противоречие: с одной стороны -
интенсивный транзит наносов, с другой - стабильность сложенных ими русловых форм.
Исследования, проведенные авторами на горных и полугорных реках Сибири и Западного
Кавказа, позволили выявить некоторые закономерности механизма транспорта наносов и
деформаций русловых форм, объясняющие это противоречие.
При исследовании поставленной проблемы мы пошли по пути синтеза результатов
многолетних работ, проведенных по двум направлениям - изучению механизма форми¬
рования россыпей в горных и полугорных реках Сибири и стационарным наблюдениям за
динамикой русловых форм, проведенных на реках Западного Кавказа. В первом случае
привлекались данные бурения, отражающие строение рыхлой толщи: гранулометрический
состав россыпей и ряд количественных характеристик их строения. Эти данные имеют
массовый характер в связи с детальным бурением при разведке россыпей. Привлечение
теоретических положений о движении наносов и о русловых процессах, а также результатов
78

Ш 109
тп 1
О ~ О
10.
Г
Рис. 1. Поперечный разрез долины р. Малый Патом на участке русла, разветвленного на рукава
1 - коренные породы, 2 - аллювиальный горизонт, 3 - русло, 4 - разведочная скважина и ее номер
опытов, проведенных в лаборатории экспериментальной геоморфологии Географического
факультета МГУ, позволили доказать, что частицы золота являются составной частью
наносов, транспортируемых потоком [3]. Было установлено, что в отличие от мнения
геологов, считающих их неподвижными [4, 5], эти частицы смещаются в составе речных
наносов, но отличаются некоторыми специфическими особенностями. Они чутко реагируют
на изменение гидродинамических условий в потоке, и характер их распределения в аллювии
может являться индикатором, отражающим механизм транспорта и формирования наносов
на том или ином участке долины. Так, при транзите наносов формируются типичные
русловые концентрации, характеризующиеся четкой приуроченностью тяжелых частиц
металла к нижнему базальному горизонту аллювия, струйчатым распределением их в плане.
При аккумуляции наносов распределение тяжелой фракции (золота) в плане ха¬
рактеризуется гнездовым типом, частицы металла неравномерно распределены по всей
мощности аллювия.
Детальное бурение, вскрывающее строение рыхлой толщи обычно до поверхности ко¬
ренных пород дает возможность как бы "снять" слой наносов, реконструировать рельеф
скального ложа долины, увидеть ту основу, на которой происходит перемещение наносов и
оценить ее роль в их распределении. В то же время эти исследования позволяют установить
основные закономерности механизма транспорта наносов, проявляющиеся в течение дли¬
тельных периодов времени, охватывающих целые геологические эпохи.
Стационарные исследования, проведенные по рекам того же порядка, позволили более
детально исследовать механизм формирования и транспорта наносов за более короткий
отрезок времени - 25 лет. Объектами стационарных исследований служили надводные ча¬
сти побочней и осередков горной реки Бзыбь VII порядка на участках с различными типами
русла [6]. Для фиксации изменений, происходящих на поверхности побочней и осередков,
впервые в практике русловых исследований применялась повторная фототеодолитная
съемка, позволяющая получать количественные характеристики динамики русловых форм
[7]. Деформации русловых форм изучались путем сравнения данных ежегодных съемок и
полевых наблюдений с привлечением сведений о гидрологическом режиме реки и грану¬
лометрическом составе слагающих их наносов.
Исследования, проведенные по ряду россыпесодержащих долин нескольких районов
Сибири с разными климатическими и геолого-геоморфологическими условиями, показали,
что определяющую роль в механизме формирования наносов в горных и полугорных реках
играет морфология скального ложа. На его поверхности в результате непосредственного
воздействия потока в стадию врезания реки образуются эрозионно-скульптурные формы.
Их морфология характеризуется большим разнообразием и, с одной стороны, отражает, а с
другой - определяет изменение гидродинамических условий как по ширине, так и по длине
реки в течение длительных геологических периодов, соответствующих эпохам россыпеоб-
разования. Рельеф скального ложа представлен выработанными в коренных породах цо¬
кольными островами, перемычками, сменяющимися эрозионными бороздами и западинами
глубиной в несколько метров. Эти цокольные формы по существу являются аналогами
русловых форм - побочней, перекатов, плесов, тальвегов, ложбин. Нередко в современном
русле им соответствует положение осередков, островов и плесов. На рис. 1 представлен
79

Рис. 2. Продольный профиль долины ручья
Американского и графики изменения коли¬
чества частиц тяжелой фракции по
0,5-метровым интервалам вертикального
разреза аллювия
/ - аллювиальный горизонт, 2 - количество
частиц с диаметром < 1,0 мм, 3 - ко¬
личество частиц с диаметром > 1,0 мм,
4 - 0,5-метровые интервалы вертикального
разреза аллювия. Содержания тяжелой
фракции: 5 - низкие, 6 - средние, 7 -
высокие
поперечный разрез долины на участке русла, разветвленного на рукава. Положение рука¬
вов соответствует здесь эрозионным, бороздам, выработанным потоком в период врезания в
скальное ложе, а положение осередка унаследовано повторяет повышение скального ложа,
т.е. остаточно четко прослеживается связь рельефа современного русла с рельефом скаль¬
ного ложа долины.
Морфология эрозионно-скульптурных форм и их устойчивость определяется типами
русел. Так, для относительно прямолинейного неразветвленного русла она достаточно
проста и выражена в чередовании по длине продольного профиля участков западин и
перемычек - аналогов плесов и перекатов. На рисунке 2 показан типичный участок такого
рельефа скального ложа. Характер распределения металла здесь свидетельствует о четко
выраженной зависимости положения участков аккумуляции и транзита наносов от
морфологии коренного ложа. Она проявляется в резком обогащении аллювия частицами
металла на участках плесов и обеднении на участках перекатов. При этом в первом случае
80

Рис. 3. Эрозионно-скульптурный рельеф коренного ложа и характер распределения тяжелой фракции на
участках меандрирующего русла {А) и русла, разветвленного на рукава (Б)
1 - борт долины, 2 - эрозионно-скульптурные формы, 3 - обогащенные тяжелой фракцией струи аллювия,
приуроченные к эрозионным ложбинам. Содержания тяжелой фракции: 4 - низкие, 5 - средние, 6 - высокие
тяжелая фракция рассеяна по разрезу аллювия, а во втором сопровождается резким уве¬
личением концентрации тяжелых частиц в нижнем базальном горизонте. Устойчивость
положения участков аккумуляции и транзита наносов на протяжении всего периода форми¬
рования аллювия подтверждается проведенным анализом изменения количества тяжелых
частиц по вертикальному разрезу аллювия, начиная с нижнего базального горизонта с
0,5-метровым интервалом (рис. 2). Хорошо выраженная унаследованность участков с макси¬
мальным количеством как мелких, так и крупных частиц металла по всему вертикальному
разрезу аллювиальной толщи показывает, что в течение всего этапа формирования наносов
положение участков транзита и аккумуляции оставалось стабильным, они не испытывали
смещения по длине долины и были обусловлены рельефом скального ложа.
В полугорном меандрирующем русле к вогнутым частям меандр нередко приурочены
линейно вытянутые западины, тогда как у выпуклых берегов характерно образование
повышений, что соответствует распределению скоростного поля врезающегося потока [8].
Для западин характерно резкое увеличение количества тяжелой фракции, которая рас¬
средоточена по всему вертикальному разрезу аллювия (рис. 3 А). На прибортовых повы- 44 Геоморфолоия, № 3
81

Среднемноголетняя годовая мощность "активного" слоя на русловых формах р. Бзыбь
Тип русловых
процессов
Тип русла
Русловая форма
Мощность активного слоя, м
размыва
аккумуляции
горный с развитыми
русловыми формами
врезанные меандры
правобережный
побочень
0,19
0,13
полуторный
врезанные меандры
правобережный
побочень
0,27
0,31
полуторный
разветвленное на ру¬
кава
правобережный
побочень,
левобережный
побочень,
1 осередок
0,56
0,51
шениях содержания тяжелой фракции снижаются, частицы металла приурочены в основном
к нижнему, базальному горизонту, что отражает интенсивный транспорт наносов. Таким
образом, здесь так же как и на участках относительно прямолинейного неразветвленного
русла, проявляется устойчивость участков транзита и аккумуляции наносов и их обус¬
ловленность жестким каркасом скального ложа.
Иная картина наблюдается на участках русла, разветвленного на рукава (рис. 3 Б). Мор¬
фология скального ложа здесь характеризуется наличием большого количества беспоря¬
дочно ориентированных скальных островов, эрозионных борозд небольшой протяженности
и разной ориентировки. По характеру распределения металла можно сказать, что здесь
отмечается резкая изменчивость основных путей транспорта наносов и участков их акку¬
муляции. Распределение металла практически не контролируется рельефом скального ложа
русла, мощность горизонта, обогащенного тяжелой фракцией, небольшая, концентрация
металла в плане характеризуется большой изменчивостью. Все это свидетельствует об
активном перераспределении участков транспорта и аккумуляции наносов и может яв¬
ляться косвенным показателем неустойчивости русловых форм на участках русла, разветв¬
ленного на рукава.
Установленные закономерности механизма формирования и транспорта наносов в
горных и полугорных реках подтверждаются результатами стационарных исследований. В
течение двадцатипятилетнего периода наблюдений за динамикой русловых форм на горных
и полугорных участках р. Бзыбь с врезанными меандрами положение побочней было прак¬
тически стабильно. Отмечались лишь небольшие горизонтальные деформации побочней за
счет размыва и аккумуляции наносов по их внешнему краю в приурезовой полосе. Более
сложные переформирования отмечены на участках полугорного русла, разветвленного на
рукава, в нижнем течении реки. Деформации русловых форм здесь выражаются в попере¬
менном причленении отмелей к побочням, их отторжении в результате блуждания рукавов
и возникновения новых проток и рукавов. Однако смещение побочней вниз по течению
здесь также не отмечено.
Стационарные наблюдения позволили впервые выявить закономерности вертикальных
деформаций русловых форм. В качестве показателя использовалась величина активного
годового слоя наносов. Это подвижный поверхностный слой наносов на побочнях и осе-
редках, динамика которого по годам выражается в изменении мощности слоя размыва или
аккумуляции [6]. В зависимости от гидродинамического режима она варьирует в широких
пределах, изменяясь на разных элементах русловых форм. Так, наименьшая мощность
активного слоя отмечается на повышенных средних частях побочней, менее подверженных
воздействию водного потока. Наибольшая мощность наблюдается в местах, наиболее
подверженных его влиянию, - приурезовой полосе, головных частях побочней, побочневых
протоках, образующихся в паводки. При движении сверху вниз по реке в результате
возрастания транспортирующей способности потока мощность активного слоя увеличива¬
ется. Переработка наносов потоком происходит в определенном диапазоне мощности
активного слоя, о чем свидетельствуют близкие среднемноголетние годовые величины слоя
размыва - аккумуляции на всех изученных русловых формах реки Бзыбь (таблица).
82

Интенсивность и характер деформаций побочней зависит от типа русла (при выделении
типов русел использовалась классификация Р.С. Чалова [9].) Так, в горном русле с
развитыми аллювиальными формами они выражаются либо в размыве, либо в аккумуляции
наносов на всей их поверхности. На побочнях в полуторном русле меандрирующего типа,
если размыв происходит на верхнем участке, то на нижнем, как правило, идет аккумуляция
или наоборот, т.е. от года к году по длине побочня отмечается чередование зон размыва -
аккумуляции, связанное скорее всего, с изменением уклонов водной поверхности по его
длине. Для полуторного русла, разветвленного на рукава, картина распределения зон
размыва — аккумуляции довольно сложная, что связано, как это показали результаты
исследований по россыпесодержащим долинам, с переформированием русловых форм и
изменением положения основных путей транспорта наносов.
Проведенные исследования показывают, что русловые формы в относительно прямоли¬
нейных неразветвленных и меандрирующих руслах горных и полуторных рек характери¬
зуются высокой степенью устойчивости, как на протяжении обозримых отрезков времени,
так и в течение длительных геологических этапов. Стабильность русловых форм и участков
накопления и транспорта наносов обусловлена их формированием в условиях жесткого
каркаса коренного ложа. Скульптурный рельеф, создаваемый потоком при врезании в ко¬
ренные породы, при небольшой мощности горного аллювия контролирует механизм транс¬
порта наносов, определяя стабильность участков их транзита и аккумуляции в относитель¬
но прямолинейных неразветвленных и меандрирующих типах русла. В русле, разветвленном
на рукава, отмечаются горизонтальные деформации русловых форм и изменчивость
положения участков транспорта и аккумуляции. Для него характерен сложный эрозионно¬
скульптурный рельеф скального ложа, отражающий сложную динамику потока.
Побочни и осередки в горных и полугорных реках с валунно-галечным аллювием явля¬
ются путями транспорта наносов, который осуществляется путем обмена между наносами,
транспортируемыми в русле, и наносами, слагающими русловые формы.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Крошкин А.Н. Экспериментальное исследование русловых образований на горных реках // Законо¬
мерности проявления эрозионных и русловых процессов в различных природных условиях. М.: Изд-во
МГУ, 1981. С. 337-338.
2. Чалов Р.С. Географические исследования русловых процессов. М.: Изд-во МГУ, 1979. 234 с.
3. Хмелева Н.В., Виноградова О.В., Сысоева С.М., Маорс Л.В. Метод генетического анализа строения
россыпей // Отечественная геология. 1996. № 9. С. 18-25.
4. Бондаренко Н.Г. Некоторые вопросы геологии россыпей. Магадан: Изд-во ОТИСНХ, 1957. 60 с.
5. Шило Н.А. Роль субполярного климата в образовании и размещении россыпей // Закономерности раз¬
мещения полезных ископаемых. М.: Госгортехиздат, Т. 4. С. 20-29.
6. Виноградова Н.Н. О роли побочней и осередков в транспорте наносов горных рек // Вести. МГУ. Сер. 5.
География. 1987. № 6. С. 98-102.
7. Виноградова Н.Н., Самойлова А.А., Хмелева Н.В., Шевченко Б.Ф. Применение фототёодолитного метода
для изучения русловых форм на реках Абхазии // Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 7. М.: Изд-во
МГУ, 1978. С. 109-118.
8. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 336 с.
9. Чалов Р.С. Типы русловых процессов и принципы морфодинамической классификации речных русел //
Геоморфология. 1966. № 1. С. 26-35.
Московский государственный университет
Географический факультет
Поступила в редакцию
13.02.98
4*
83

TO THE PROBLEM OF CHANNEL LANDFORMS DEFORMATIONS
IN THE MOUNTAIN AND SEMIMOUNTAIN RIVERS
O.V. VINOGRADOVA, N.N. VINOGRADOVA, N.V. KHMELEVA
Summary
On the basis of alluvial heavy fraction analysis and long-term stationary observations of channel landforms'
movements the high stability of landforms was revealed in the stretches of straight or meandering river channel. This
may be explained by silt dynamics within the strict frames of erosional relief of valley's bedrock. The lateral
deformations of channel landforms and movements of accumulation and erosion sites occur in the places of branchy
channel. Anabranches are the ways of bed load transport, where exchange of moving sediment and one accumulated m
the channel forms takes place.
УДК 551.435.76
© 1999 г. B.B. МОЗЖЕРИН
ФОРМИРОВАНИЕ ЛЁССОВ В СВЕТЕ НОВЕЙШИХ ПАЛЕОМАГНИТНЫХ
ДАННЫХ (ГЛОБАЛЬНЫЙ ОБЗОР)
Современные представления о формировании лёссов. В последнее столетие лёссовым
отложениям уделяется большое внимание со стороны исследователей самого различного
профиля. Для этого есть несколько причин. Лёссы развиты на обширной территории
земного шара, особенно в умеренном климатическом поясе (рис. 1). Площадь развития
лёссовых пород составляет порядка 10% поверхности суши. Мощность их в отдельных
местах может достигать 300 м и более.
В настоящей статье сделана попытка обобщения некоторых результатов палеомагнит-
ных исследований последних лет лёссовых отложений земного шара. Первые опыты па-
леомагнитного изучения лёссов проведены в Европе в 70-х годах нашего столетия
Певзнером, Печи, Крюнекером, Тухолкой и другими [1-3]. Сделанные ими выводы и заклю¬
чения получили дальнейшее развитие, и в последнее десятилетие по лёссовым отложениям
84

Образование мелкообломочных частиц кварца и других минералов за счет
физического выветривания в пустынях и/или перигляциальной зоне
Транспортировка
Перенос ветром, водой и проч.
Отложение материала в
континентальных условиях
| Образование осадка |
Лёссификация отложенного
материала
Лессы
о
а
о
!
г
I
■0-
а
Выветривание ~
Коры выветривания
Почвы
Переработка
' *
Отложения других
типов
Захоронение
Погребенные коры
выветривания
Погребенные почвы
вторичные лессовые
отложения
Рис. 2. Схема формирования и дальнейшей эволюции лёссовых отложений (по Хеллеру и
Эвансу [4])
всего земного шара получен целый ряд новых обобщений и результатов. Особо хочется
выделить обширную работу Хеллера и Эванса [4], которую авторы целиком посвятили
современному состоянию проблемы палеомагнитного анализа лёссовых толщ (страти¬
фикации, магнитной петрографии и др.).
Области, характеризующиеся значительным распространением лёссовых пород, отли¬
чаются своеобразным набором современных геолого-геоморфологических процессов [5].
Именно к ним приурочены самая сильная эрозия и самый значительный сток взвешенных
наносов на Земле, чему способствует их хорошая хозяйственная освоенность [6]. Средний
модуль стока взвешенных наносов здесь равен 750 т/км2 год, при среднем значении для
всего земного шара по разным оценкам от 120 до 180 т/км2 год [7]. В ряде районов (преиму¬
щественно в Китае) интенсивно протекают процессы ветровой эрозии [5]. Определенные
ограничения в хозяйственном освоении рассматриваемых областей накладывает значи¬
тельная величина просадочности лёссовых пород, обусловленная их высокой (до 50%)
степенью пористости.
Дискуссионным остается вопрос о генезисе лёссов, но, несмотря на все расхождения во
взглядах, большинство исследователей указывает как на полигенетичность образования из¬
начального мелкозернистого материала, так и на многообразие процессов его транспор¬
тировки, отложения и "лёссификации". В качестве примера современных представлений
можно сослаться на принципиальную схему формирования и дальнейшей эволюции лёс¬
совых отложений по Хеллеру и Эвансу [4] (рис. 2). Однако эта схема обладает рядом недо¬
статков. В ней не учтены различия в условиях образования лёссовых отложений в разных
частях земного шара, приведших к тому, что история формирования лёссов, некоторые их
свойства в различных регионах мира существенно отличаются. В этой связи нам кажется
85

необходимым уточнить схему Хеллера и Эванса рядом дополнений, высказанных в работах
Маркова и соавторов [8], Мирчинка [9], Osady metody... [10] и др.
Образование первичного материала происходило путем физического выветривания в
пустынях и/или за счет гляциальной экзарации и морозного выветривания в
перигляциальной зоне. Следовательно, по условиям образования исходного мелкозема
вполне оправдано давно известное деление лёссов на "теплые" и холодные [8, 10J. В
дальнейшем этот мелкозернистый материал в зависимости от местных условии испытывал
первый этап транспортировки. Первоначальным агентом транспортировки могла служить
любая мобильная среда, в которой наряду с чистыми алевритами могли переноситься и
более крупные фракции. На этом этапе образуются "аллювиальные", "делювиальные , про¬
лювиальные" разновидности лёссов. Отделение пыли происходило на втором этапе - сугубо
эоловом. Описанная схема справедлива как для "холодных" лёссов Украины, так и для
"теплых" лёссов Китая [8, 9]. Завершающий этап образования лёссовых толщ - процесс
"лёссификации" отложенной пыли, который, как правило, шел циклично [8, 11]. В разрезах
это находит свое отражение в чередовании слоев лёсса и ископаемых почв. Причины
цикличности лёссообразования, несомненно, климатические. Во время сухих холодных
периодов поставлялся алевритовый материал, который, отлагаясь в областях недоста¬
точного увлажнения, формировал горную породу с рядом отличительных особенностей
(карбонатность, недоуплотненность и др.). В теплые сухие периоды процессы выветривания
явились причиной преобразования верхних слоев лёссовых отложении в почвенные гори¬
зонты которые впоследствии были перекрыты более молодыми толщами лёссов, превра¬
тившись в палеопочвы. Следует подчеркнуть, что сухость климата - неизменный атрибут
формирования лёссовых пород; это справедливо как для эпох накопления мелкозема, так и
для эпох активизации почвенных процессов.
В палеомагнитных исследованиях лёссовых отложений в последнее десятилетие
выделилось два в значительной степени независимых друг от друга направления: махни-
тостратиграфическое и палеоклиматическое [7]. Первое опирается на способность фер¬
ромагнитных минералов (магнетит, маггемит, гематит и др.), присутствующих в породе,
фиксировать полярность геомагнитного поля в момент ее формирования. Второе су¬
ществует благодаря наличию связи между общей и климатической обстановкой и вели¬
чиной, характеризующей содержание и особенности ферромагнитного материала в породе
и получившей название "магнитная восприимчивость".
Магнитная стратиграфия. Из всех существующих видов изменений геомагнитного поля
во времени, лежащих в основе магнитостратиграфического изучения новейших отложений,
бесспорное лидерство принадлежит "инверсионному" методу, при котором определяется
характер намагниченности породы - прямая или обратная. Для последних 3 млн. лет по
данным инверсионного метода составлена и непрерывно совершенствуется т.н. стандартная
магнитная хроностратиграфическая шкала, построенная на выделении двух иерархических
интервалов; эпох (прямой или обратной) полярности и эпизодов (интервалов с проти¬
воположной полярностью внутри эпохи) [12, 13] (рис. 3, слева).
Наилучшей изученностью в палеомагнитном отношении характеризуются отложения
Лёссового плато Китая. Объясняется это как объективными причинами (значительные
мощности и площадь распространения лёссовых покровов), так и чисто субъективными
(длительность изучения, привлекательность разрезов для исследователей различных стран
и др.). Долгое время считалось, что лёссы Китая начали откладываться не ранее 1,2 млн.
лет назад. Однако палеомагнитные результаты неопровержимо свидетельствуют о наличии
в толще лёссовых пород эпизода Олдувей, возраст нижней границы которого 1 96 млн. лет,
а в отдельных случаях отмечается граница эпох Гаусс-Матуяма с возрастом 2,6 млн. лет
Базальные же горизонты лёссовой толщи имеют возраст не моложе 2,4-2,7 млн. лет (рис. 3].
Палеомагнитный разрез, приведенный на рисунке, в общих чертах характерен для всего
Лёссового плато [4, 14, 15 и др.].
Центральноазиатские лёссы во многом схожи с лёссами Китая; они также отличаются
повышенной мощностью (около 100 м в Узбекистане, до 250 м в Таджикистане) и время
начала их формирования примерно соответствует времени начала формирования лессов
Китая (рис. 3). Примечательно, что стратиграфическое положение палеомагнитных рубе¬
жей (инверсий, границ эпох) в лёссах Центральной Азии и Китая практически неизменно.
Так, граница эпох Матуяма-Брюнес всюду располагается непосредственно над 10-м
недокомплектом [4]. Это говорит о том, что лёссовые отложения Центральной Азии и
Китая накапливались в климатических условиях, менявшихся синхронно. Подобное предпо¬
ложение позволяет объединить лёссовые отложения этих двух районов в одну генерацию.
86

1 - западная часть Лёссового плато, 2 - центральная часть Лёссового плато и Центральная Азия, 3 -
Западная Украина и Польша, 4 — Аляска, 5 — Южная Америка
1 - прямая полярность, 2 - обратная полярность
Принципиально иной магнитостратиграфический разрез имеют лёссы Европы, Великих
Американских равнин и Новой Зеландии. Первое, что бросается в глаза, — малые по
сравнению с Центральной Азией и Китаем мощности лёссового покрова. В Европе лёссы
редко имеют мощности более 40-60 м, а в Северной Америке и Новой Зеландии - 20-30 м.
Во-вторых, европейскйе и новозеландские лёссы, а также лёссы равнинной части Северной
Америки значительно моложе центральноазиатских и китайских. Как уже указывалось
выше, европейские лёссы одними из первых были изучены с помощью палеомагнитного
метода [1—3 и др.]. Исследования последних лет, дополнив в деталях, в целом подтверждают
выводы, полученные ранее. Уточнения касаются прежде всего стратиграфического положе¬
ния основных палеомагнитных рубежей. Так, в Австрии, Чехии и на юге Молдавии подошва
80-метровой лёссовой толщи фиксирует эпизод Харамильо, т.е. имеет возраст не старше
1,2-1,3 млн. лет. Граница эпох Матуяма-Брюнес также располагается между 9-м и 10-м
педокомплексами. В Венгрии и Болгарии, а также на Великих Американских равнинах
лёссовые отложения начали откладываться лишь после эпизода Харамильо, который был
обнаружен в нижележащих нелёссовых горизонтах. Лёссы Германии, севера Франции,
Польши и Новой Зеландии еще моложе — период их формирования полностью укладывается
в эпоху Брюнес (рис. 3) [4, 16, 17 и др.]. Таким образом, лёссы Европы, Великих Аме¬
риканских равнин и Новой Зеландии представляют собой самостоятельную генерацию
лёссовых отложений, значительно отличающуюся от рассмотренной выше генерации лёссов
Китая и Центральной Азии.
Лёссы Аляски и Южной Америки имеют одну из самых малых на земном шаре
мощностей (не более 30—40 м) и в то же время являются наиболее древними. Их
аккумуляция началась более 3 млн. лет назад. Базальная часть разреза содержит эпизоды
Каена и Маммот (рис. 3). Следует отметить, что эти же самые эпизоды были найдены и в
Китае, но не в лёссовой толще, а в подстилающих ее плиоценовых глинах [4]. На основании
изложенного лёссы Аляски и Южной Америки целесообразно выделить в самостоятельную
разновидность.
Подытоживая магнитостратиграфическую часть, можно сделать следующий основной
вывод. Географическое положение областей распространения лёссовых отложений принци¬
пиальным образом сказывается на их возрасте и истории формирования. Накопление
типично теплых лёссов Китая и Центральной Азии связано с резким воздыманием Тибетс¬
кого плато в самом конце плиоцена и общей аридизацией климата [4, 8]. В то же время
начало аккумуляции "холодных" лёссов Европы, Великих Американских равнин и Новой
Зеландии связано с появлением в прилегающих районах областей покровного или горного
87

Средние скорости накопления мелкозернистого лёссового материала в различных регионах суши, см/1000 лет
(по данным Хеллера и Эванса [4])
Регионы
Эпоха Брюнес
Эпоха Матуяма
Эпоха Гаусс
Китай
8-26
5-8 (в отдельных слу¬
-
Центральная Азия
~10
чаях до 33)
~7
~1
-
Европа, Великие Американские рав¬
2-8
нины, Новая Зеландия
Аляска, Южная Америка
~2
~0,6
2-3
оледенения [8]. Лёссы Аляски и Южной Америки являются, видимо, "теплыми и холод¬
ными" в разных частях разрезов (смешанного типа). Так, накопление их в доплейсто-
ценовый период связано с существованием обширных засушливых пространств предгорий;
позднее (в плейстоценовую стадию) мелкозем начал поступать и из перигляциальной зоны.
Пока трудно объяснить, почему в Европе, несмотря на общность ландшафтно-клима¬
тических обстановок, образование лёссов не пошло по аляскинскому типу.
Палеомагнитные датировки, полученные в ходе магнитостратиграфического изучения
лёссовых отложений, дают возможность рассчитать такой важный геолого-геоморфо¬
логический показатель, как скорость осадконакопления. Скорость накопления алеврито¬
вого материала можно рассчитать по формуле:
М
v " АТ *
где v - скорость осадконакопления, М - мощность пород, лежащих между двумя рубежами,
возраст которых известен, АТ - разность возрастов этих рубежей. Обобщенные данные по
средним скоростям осадконакопления лёссовых отложений в различных частях земного
шара приведены в таблице.
Из таблицы видно, что повышенными скоростями осадконакопления характеризуются
"теплые" лёссы Китая и Центральной Азии. Меньшие скорости имеют "холодные" лёссы
Европы, равнин Северной Америки, Новой Зеландии. Накопление мелкозема на Аляске и в
Южной Америке шло медленнее всего. Следует отметить также, что скорость осадкона¬
копления алевритового материала в течение одной эпохи полярности не была постоянна. В
течение холодных климатических эпох скорости были выше, чем во время более теплых.
Для "теплых" лёссов соотношение было примерно таким: 10-20 см/1000 лет в холодные
периоды и 5 см/1000 лет в теплые [4]. Полученные цифры хорошо согласуются с другими
данными [8, 18].
Магнитная восприимчивость и палеоклиматы. Это направление в палеомагнитологии
является сравнительно молодым. Наиболее активно оно начало развиваться лишь в
последнее десятилетие; хотя на возможности применения палеомагнитного анализа при
воссоздании климата прошлых геологических эпох еще в 70-х годах указывал Архипов [19]
и др.
Как уже отмечалось выше, палеоклиматические реконструкции с помощью палеомаг¬
нитного метода опираются на изучение магнитной восприимчивости породы, величина
которой складывается из двух составляющих. Первая — это количество магнитного
материала: чем больше ферромагнетиков содержится в единице объема породы, тем выше
ее магнитная восприимчивость. Второе слагаемое зависит от степени магнитности самих
материалов: так, магнетит и маггемит являются более магнитными по сравнению с гема¬
титом, поэтому магнитная восприимчивость породы, магнитная часть которой представ¬
лена магнетитом или маггемитом, будет превышать магнитную восприимчивость породы, в
которой магнетит или маггемит замещены гематитом.
Для "теплых" лёссов Лёссового плато Китая и Центральной Азии собственно лёссовым
горизонтам соответствуют низкие значения магнитной восприимчивости, а погребенным
почвам - высокие [4, 17]. Причина различий значений магнитной восприимчивости между
лёссами и палеопочвами заключается в увеличении доли в последних мелких (менее
100 х 10"9 м) зерен магнетита и маггемита. Их повышенное содержание в погребенных
педокомплексах может быть связано с жизнедеятельностью почвенных микроорганизмов. В
ходе изучения магнитных свойств лёссовых пород Т.С. Лиу с соавторами, Н.Дж. Шеклтоном,
88

Магнитная восприимчивость, yen. ад.
О 5 tO 15 20 25 30
Лёссовый разрез и
климатическая
обстановка
L& ХОЛОДНО
прохладно
ХОЛОДНО
S^l прохладно
La холодно
Рис. 4. Изменение осредненного количества атмосферных осадков за последние 130 тыс. лет по
палеомагнитным данным в течение смены "последнее межледниковье - последнее оледенение" (по Хеллеру
и Эвансу [4])
S,L- эпохи межледниковий и оледенений соответственно, s,l - периоды потеплений в эпоху оледенения
или похолодания в эпоху межледниковья
М.А. Холлом и др. [4] было проведено сопоставление профиля магнитной восприимчивости
с таким важным и независимым от литологии лёссовых толщ палеоклиматическим
показателем, как соотношение изотопов кислорода 180/160 в карбонатных раковинах
морских организмов. В результате установлено, что каждый конкретный пик значений
магнитной восприимчивости соотносится с определенным пиком соотношения 180/160,
свидетельствующим о господстве сравнительно более теплого климата. Это подтверждает
достоверность записи в лёссах длиннопериодических изменений климата в конце неогено¬
вого - четвертичном периодах [4, 17].
Следует отметить также существенные изменения величин магнитной восприимчивости
одних и тех же лёссовых и палеопочвенных слоев в различных частях Лёссового плато: с
запада на восток (т.е. в целом от более аридных районов к более гумидным) значения
магнитной восприимчивости неизменно увеличиваются. Используя соотношение "современ¬
ное количество атмосферных осадков - магнитная восприимчивость современной почвы",
Хеллер и соавторы [4] восстановили историю изменений атмосферных палеоосадков в
центральной части Лёссового плато за последние 130 тыс. лет (рис. 4). Согласно этой
реконструкции в течение смены "последнее межледниковье — последнее оледенение"
количество осадков уменьшилось почти вдвое (с 540 мм/год до 310мм/год). Необходимо
оговориться, что приведенные на рис. 4 возрастные рубежи климатических эпох не вполне
соответствуют другим данным. Так, по схеме синхронизации климатических событий
позднего плейстоцена [20] 60-23 тыс. лет назад во всем северном полушарии происходила
89

неоднократная смена фаз оледенений и межстадиалов, а по Хеллеру и его соавторам в это
время устанавливается период потепления L\S\. Резкую смену теплого климата холодным,
прошедшую около 73 тыс. лет назад (рис. 4), невозможно сопоставить ни с одной известной
сменой межледникового периода оледенением [20].
Для "холодных” лёссов Европы, равнинной части Северной Америки и лёссов Аляски
характерно обратное распределение величин магнитной восприимчивости: максимальные
значения магнитной восприимчивости наблюдаются в невыветрелых, т.е. в собственно
лёссовых горизонтах. Кроме того, диапазон изменений магнитной восприимчивости крайне
узок [4, 17]. Объяснить это можно двумя причинами. Во-первых, "холодные" лёссы
аккумулировались в более гумидном и более прохладном климате перигляциальной зоны и
в течение межледниковых или межстадиальных эпох почвенные горизонты подвергались
процессам выщелачивания и оглеения, приведшим к деградации и разрушению их магнит¬
ных свойств. Во-вторых, определенную роль играет повышенная активность ветровой
деятельности в периоды оледенений, т.е. во время накопления лёссовых слоев: ветры
большой силы были способны транспортировать достаточно крупные (до 50 х КГ6 м) зерна
ферромагнетиков [4, 17].
Выводы
Лёссовые отложения неоднородны в различных частях земного шара. Палеомагнитные
исследования подтверждают глубокие различия между лёссами "теплыми" и "холодными".
Разница между ними заключается не только в условиях их образования. "Теплые" лёссы
являются более древними, так как для их образования не требовалось обширных покровных
или горных оледенений, появившихся лишь в четвертичном периоде. Возраст самых старых
лёссов на Земле, судя по данным магнитостратиграфических исследований, составляет
около 3,5 млн. лет. Датировки, полученные с помощью палеомагнитного метода, позволили
сделать независимое определение скорости накопления мелкозема. Широкие возможности
открывает привлечение палеомагнитного метода в деле реконструкции палеоклиматичес-
ких условий.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Певзнер М.А., Печи М. Палеомагнитные исследования четвертичных лёссово-почвенных комплексов
Венгрии // Бюл. Моек, об-ва испыт. природы. Отд. геол. 50. 1975. № 6. С. 128.
2. Вгипаскег К. Die Matuyama/Brunhes-Grenze am Rhein und an der Donau // Neues Jahrb. Geol. und Palaontol.
Abh. 1976. 151. № 3. P. 358-378.
3. Tucholka P. Korelacja profili lessowych Nieledew i Kamarow Gorny na Wyzynie Lubelskiej na podstawie badari
paleomagnetycznych // Biul. Inst. geol. 1976. № 297. P. 249-263.
4. Heller F., Evans M.E. Loess magnetism // Rev. of Geoph. 1995. № 33. P. 211-240.
5. Muo Jinze Recent studies of the role of soil conservation in reducing erosion and sediment yield in the loess
plateau area of the Yellow River basin // Erosion and Sediment Yield: Global and Regional Perspectives. IAHS
Publ. 1996. № 236. P. 541-548.
6. Дедков А.П., Мозжерин В.И. Эрозия и сток наносов на Земле. Казань: Изд-во КГУ, 1984. 264 с.
7. Мозжерин В.И. Геоморфологический анализ твердого речного стока гумидных равнин умеренного пояса:
Автореф. дисс... докт. геогр. наук. СПб, 1994. 32 с.
8. Марков К.К., Величко АЛ., Лазуков Г.И., Николаев В.А. Плейстоцен. М.: Высш. шк., 1968. 304 с.
9. Гербова В.Г. Г.Ф. Мирчинк о генезисе и стратиграфии лёссов // Бюллетень Комиссии по изучению
четвертичного периода. М.: Наука, 1972. № 38. С. 5-15.
10. Osady metody badaii stratygrafia. Warszawa, 1992. 684 p.
11. Kpuzep Н.И. Причины цикличности процесса лёссообразования // Цикличность формирования
субаэральных пород. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1980. Вып. 457. С. 34-42.
12. Храмов А.Н., Шолпо Л.Е. Палеомагнетизм. Л.: Недра, 1961. 264 с.
13. Третяк А.Н. Естественная остаточная намагниченность и проблема палеомагнитной стратификации
осадочных толщ. Киев: Наук, думка, 1983. 256 с.
14. Rolph Т.С., Shaw J., Derdyshire E., Wang J.T. A detailed geomagnetic record from Chinese loess // Phys. Earth
Planet. Inter. 1989. №56. P. 151-164.
15. Rutter N., Ding Z.L., Evans M.E., Liu T.S. Baodji-type pedostratigraphic section, loess plateau, northcentral
China // Quat. Sci. Rev. 1991. № 10. P. 1-22.
16. Большаков В Л. Использование методов магнетизма горных пород при изучении новейших отложений.
М.: ГЕОС, 1996. 192 с.
17. Bogucki A., Maruszcak Н., Nawrocki J. Stratigraphic and paleogeographic interpretation of analisys results of
magnetic susceptibility of loesses at Bojanice (NW Ukraine) lI Ann. Univ. Mariae Curie-Skladowska. 1995. Sect.
В. № 3. P. 358-378.
90

18. Гожик П.Ф., Шелкопляс В.Н. Длительность плейстоцена и скорость седиментации лёссовой формации в
пределах УССР по данным термолюминесцентного метода // Геология четвертичного периода
(Плейстоцен). Ереван, 1977. С. 328-332.
19. Архипов С А. Проблемы изотопного датирования, тефрохронологии, палеомагнетизма и палеотем¬
ператур // IX Конгресс INQUA в Новой Зеландии. Итоги и материалы. М.: Наука, 1977. С. 130-140.
20. Геохронология СССР / Под ред. Зубакова В.А. Л.: Недра, 1974. 360 с.
Казанский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 08.09.98
LOESS FORMATION IN THE LIGHT OF RECENT PALEOMAGNETIC DATA
(GLOBAL REVIEW)
V.V. MOSZHERIN
Summary
Loess rocks are widespread on the Earth. They occupy about 10% of global land area. Their thickness reaches up to
300 m in places and even more. Loess rocks differ in the different parts of the Earth. The "warm" and the "cold" loess
rocks may be distinguished. They differ not only by conditions of their formation: the "warm" loess rocks are older.
The age of oldest loess according to magnetostratiraphic data is about 3,5 My. The accumulation rate of fine earth was
estimated by paleomagnetic dating. Paleomagnetic method gives manifold possibilities for paleoclimate
reconstructions.
91

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№3
июль-сентябрь
1999
ЮБИЛЕИ
ЮРИЙ ВАСИЛЬЕВИЧ ЕФРЕМОВ
(к 60-летию со дня рождения)
Ефремов Юрий Васильевич - доктор географических наук, профессор, заведующий кафедрой геологии и
геоморфологии Кубанского государственного университета, председатель Краснодарского регионального
отделения Русского географического общества.
Вся жизнь Юрия Васильевича пронизана путешествиями. Еще в школьные годы он мечтал о море и
дальних походах. Это и определило его дальнейшую жизнь. В 1956 г. он поступил в Мурманское мореходное
училище. За четыре года обучения участвовал практикантом на различных судах в рыболовецких путинах в
Баренцевом, Норвежском, Северном, Черном и Азовском морях. После окончания мореходного училища в
Ростове-на-Дону увлекся туризмом. Став председателем секции, руководил многими туристскими походами
на Кавказ, Крым, Урал, Карелию, Памир, Алтай. Одновременно занимался и альпинизмом.
Желание повысить свой профессиональный уровень организации путешествий привело его в Ростовский
государственный университет. За время обучения проходил практику на Камчатке в Институте вулка¬
нологии, в Якутской геологической экспедиции (Восточная Сибирь), на Байкале. Получив красный диплом
географа-геоморфолога, стал работать в снеголавинной партии Ростовской гидрометеообсерватории
старшим инженером, а позже начальником гидрографической партии в г. Краснодаре. За десять лет работы
на Кавказе активно исследовал рельеф, ледники, снежный покров и современные природные процессы,
снежные лавины. Основное внимание при полевых работах уделялось озерам и их связи с другими эле¬
ментами горных ландшафтов. По результатам исследований им была защищена кандидатская диссертация и
опубликован ряд книг: "Горные озера Западного Кавказа" (1984), "Голубое ожерелье Кавказа" (1988),
"В стране горных озер" (1991).
Профессиональные интересы побудили расширить район гляциологических исследований. В 1984-
1985 гг. работал в составе 29-й Советской антарктической экспедиции на станции Молодежной. Руководил
гляциологическим отрядом, проводил исследования по сооружению ледяных причалов. За время зимовки и с
борта теплохода "Байкал" регулярно посылал репортажи о жизни и работе полярников в краевые газеты.
Основные результаты исследований опубликованы в сборнике материалов 29-й Советской антарктической
экспедиции (1991 г.).
С 1987 г. Юрий Васильевич работает на кафедре геологии и геоморфологии Кубанского госуниверситета
преподавателем, доцентом, а с 1995 г. заведующим кафедрой; успешно совмещает учебную работу с
научными исследованиями, ежегодно организует научно-студенческие экспедиции, в которых исследуются
озера, ледники и рельефообразующие процессы.
Научная деятельность Ю.В. Ефремова осуществляется по трем направлениям: геоморфология, гля¬
циология и лимнология. При исследованиях горных объектов, леднйков, озер, речных систем он широко
использует геоморфологические методы. Большое внимание он уделяет рельефу Кавказа; морфометрии,
морфологии основных орографических элементов.
Юрий Владимирович - автор 160 научных работ, в том числе 6 монографий и более 100 научно-
популярных статей. Логическое завершение лимнолого-геоморфологических исследований Ю.В. Ефремова -
успешная защита (в г. Москве в 1996 г.) докторской диссертации, в которой он заложил основы нового
научного направления - озерного морфолитогенеза горных систем.
Исследования Ю.В. Ефремова нашли международное признание. В 1994-1996 гг. ‘он участвовал в
международной программе "Регистрация озерных уровней на территории бывшего СССР и Монголии с
целью реконструкции климатов голоцена". Результаты исследований опубликованы в двух коллективных
монографиях в США и пяти научных статьях в Польше. Исследования были поддержаны грантом Сороса.
92

Наряду с профессиональной деятельностью Ю.В. Ефремов активно участвует в общественной работе:
действительный член Русского географического общества (с 1971 г.), председатель секции геологии и
геоморфологии (с 1987 г.), председатель Краснодарского регионального отделения Русского географического
общества (с 1992 г.), член Ученого совета Русского географического общества (Санкт-Петербург)
(с 1995 г.), член научно-технического совета при Правительстве Краснодарского края (с 1996 г.). По его
инициативе был выпущен в 1998 г. первый ежегодник "Вестник КОРГО"; аналогичный журналу "Известия
Кавказского отдела Императорского Русского географического общества", издававшегося до 1917 г. в
Тифлисе. Он — его главный редактор, также как редактор и ряда других сборников статей, выпускаемых
Краснодарским отделом Русского географического общества. В октябре 1998 г. Юрий Владимирович
организовал и провел в г. Краснодаре международное совещание по проблемам гор и равнин: взаимосвязи и
взаимодействия — 24-й пленум геоморфологической комиссии РАН. В совещании приняли участие видные
ученые России, Украины, Грузии, Болгарии. С 1997 г. - член редколлегии журнала "Геоморфология".
В настоящее время Ю.В. Ефремов полон творческих сил, продолжает научно-исследовательскую
деятельность, участвует в экспедициях.
Редколлегия журнала "Геоморфология",
Кафедра геологии и геоморфологии
Кубанского государственного университета,
Геоморфологическая Комиссия РАН
АЛЕКСАНДР НИКОЛАЕВИЧ ЛАСТОЧКИН
(к 60-летию со дня рождения)
30 мая 1999 г. исполнилось 60 лет одному из ведущих геоморфологов России, доктору геолого¬
минералогических наук, профессору, заведующему кафедрой геоморфологии факультета географии и
геоэкологии Санкт-Петербургского университета, академику Петровской Академии наук и искусств, члену
президиума Геоморфологической комиссии РАН, члену редколлегии нашего журнала - А.Н. Ласточкину.
А.Н. Ласточкин - представитель петербургского - ленинградского рода потомственных государственных
служащих (его дед - действительный статский советник, управляющий Петербургской казенной палатой), во
всей своей многогранной научной, педагогической и организаторской деятельности являет пример
высоконравственного служения отечественным науке и образованию; для него их интересы неизменно выше
материальных соображений, карьерных и иных меркантильных вопросов. Ребенком он большую и самую
тяжелую часть ленинградской блокады провел в осажденном городе. Научная деятельность, как и полевые
исследования А.Н. Ласточкина, начались уже в студенческие годы, когда он принимал участие в гля¬
циологических исследованиях в горах Средней Азии. По их результатам им в 1962 г., в год окончания
географического факультета ЛГУ, была опубликована научная статья в Вестнике ЛГУ , что и тогда, и
сейчас является редкостью для студента.
Следующие 20 лет работы А.Н. Ласточкина с небольшим перерывом (в течение которого он работал
главным специалистом-консультантом Центрального геологического института ГДР в Берлине) связаны с
Всесоюзным научно-исследовательским геолого-разведочным нефтяным институтом (ВНИГРИ), в котором
он прошел путь от старшего техника до старшего научного сотрудника, участвовал и руководил полевыми
работами в арктической зоне Западной Сибири, в Якутии, на Камчатке, в Западном Казахстане (около
20 полевых сезонов), защитил в 1967 г. кандидатскую и в 1978 г. докторскую диссертации, опубликовал
многие научные труды (всего их к настоящему времени у Юбиляра - более 200, в том числе 18 монографий,'
из которых 9 - единоличные, и 2 учебника для ВУЗов). К этому периоду относится выход в свет монографий
"Неотектонические движения и размещение залежей нефти и газа" и "Особенности размещения
тектонических структур нефтегазоносных областей" (1974 г.). В этих и других работах, посвященных
нефтяной геологии, им впервые сформулированы неотектонические показатели нефтегазоносности - условия
формирования, размещения и сохранения углеводородных скоплений, установлена связь геотермического
режима платформенных областей с неотектоническими движениями и морфоструктурами, дана оценка роли
региональных разломов в формировании пликативной структуры и залежей нефти и газа Западно-Сибирской
плиты, предложена методика выделения разрывных нарушений в осадочном чехле и фундаменте платформ
на суше и шельфе по комплексу геолого-геофизических и геоморфологических данных, выявлена роль
неотектонических движений в распределении и морфологии озер Западной Сибири. Другое направление
работ А.Н. Ласточкина в эти годы связано с морскими геоморфологическими исследованиями. Они
увенчались монографиями "Структурно-геоморфологические исследования на шельфе" (1978 г.) и "Методы
93

морского геоморфологического картографирования" (1982 г.). В рамках данного направления была
разработана, апробирована и внедрена в производство методика анализа отличительных линий на шельфе,
предложен комплекс структурно-геоморфологических и картометрических методов, дано их теоретическое
обоснование в результате анализа основных факторов рельефообразования и механизма их взаимодействия,
разработаны методы количественной оценки неотектонических движений на основе изучения
расчлененности субаквального рельефа и деформаций отличительных линий, на материалах по всем
шельфам СССР изложены опыт, принципы, содержание, методика и прикладное значение морского гео¬
морфологического картографирования. Были проведены исследования рельефа дна континентальной
окраины Евразии и Северного Ледовитого океана, впервые составлены геоморфологические карты этих
регионов масштабов 1 : 2 500 000 и 1 : 5 000 000, изучена система подводных долин, предложена и реа¬
лизована на северном шельфе Евразии методика орографического, морфоструктурного и морфоскульп¬
турного районирования и картографирования, даны классификация и определения орографических форм,
морфоструктур и подводных поверхностей. В эти, как и в последующие годы, А.Н. Ласточкин занимался
вопросами планетарной и местной трещиноватости, ее выраженности в рельефе платформенных равнин,
дешифрирования фотокосмических материалов, основанного на соотнесении рельефа с фотоизображением
ландшафта. Он также составлял и редактировал геоморфологические карты и карты новейшей тектоники
СССР, Западной Сибири, шельфовых морей СССР.
С 1982 по 1986 гг. А.Н. Ласточкин работал заведующим сектором в Институте геологии и минеральных
ресурсов Мирового океана (ВНИИ Океаногеология). В это время им была предложена методика геомор¬
фологических исследований при разведке железомарганцевых конкреций на океаническом дне и было
сформировано по сути новое направление в геоморфологической науке, основанное на элементаризации
земной поверхности, формализации, систематике и методике выделения морфологических элементов. Были
сформулированы основополагающие представления об организации геоморфологического (географического)
пространства с помощью структурно-координатной сети, проведена адаптация аппарата симметрии при¬
менительно к рельефу земной поверхности. Таким образом, была выдвинута новая парадигма в гео¬
морфологии и основанная на ней системная ориентация этой науки. Результаты этих исследований
обобщены в монографии "Морфодинамический анализ" (1987 г.).
С 1986 г. А.Н. Ласточкин - заведующий кафедрой геоморфологии СПбГУ. Под его руководством за¬
щищено десять кандидатских диссертаций, все его аспиранты и студенты сохраняют искреннюю и глубокую
благодарность своему наставнику в учебе и в науке. В последние 15 лет он продолжает и развивает
разработку и пропаганду морфодинамической концепции в геоморфологии; в 1991 г. были опубликованы две
монографии: "Рельеф земной поверхности (Принципы и методы статической геоморфологии)", в которой
обобщен опыт качественного и количественного изучения морфологии рельефа и морфологического
эффекта эндогенных и экзогенных процессов, предложены понятийно-терминологический и методический
аппараты статической геоморфологии (морфологическая система, организация геоморфологического
пространства, структурный анализ рельефа) и показаны возможности их применения в геологии и
географии, и "Морфодинамическая концепция общей геоморфологии", где геоморфология ориентируется на
самостоятельное изучение морфологии рельефа и основанное на его результатах исследование
определивших эту морфологию и зависимых от нее геоморфологических процессов.
Новое направление работ Юбиляра связано в последние годы с разработкой структурно-геотополо-
гической концепции в географии - учением о рельефе как о совокупности местоположений и строении
ландшафтно-геоэкологического пространства, как главного фактора распределения и перераспределения
вредных и полезных компонентов, тепла и влаги. В рамках этой концепции сформулированы представления
об объектах и субъектах взаимных отношений человека с окружающей средой, обладающих общими
экологическими и геотопологическими свойствами. Они использованы при создании и реализации методики
точного ландшафтно-геоэкологического и общего геоэкологического картографирования, оценки условий
жизнедеятельности человека и ландшафтно-геоэкологическом прогнозировании. В рамках данного на¬
правления развиваются идеи об общем морфологическом основании географических наук как о стержне их
интеграции на современном уровне, о сущности и причинах дифференциации и интеграции географии, об
аналогичных структурных линиях естественного и антропогенного происхождения, о формальных системах
как отражении предметов исследования в физической, социально-экономической географии и геоэкологии,
наконец, получает развитие взгляд на геоморфологию как на метанауку - учение о морфологии (форме,
положении, структуре) всех геоповерхностей, геооболочек, геокомпонентов и геополей. Данные пред¬
ставления изложены в монографии "Геоэкология ландшафта (экологические исследования окружающей
среды на геотопологической основе)" (1995 г.) и в серии последних статей А.Н. Ласточкина, как уже
вышедших в свет, так и готовящихся к печати.
Редколлегия журнала "Геоморфология", кафедра геоморфологии СПбГУ, Геоморфологическая комиссия
РАН, как и многие петербургские, московские, новосибирские, иркутские геоморфологи и геологи,
представители других городов в России и за ее нынешними пределами сердечно поздравляют Юбиляра и
желают ему доброго здоровья, новых творческих достижений во славу отечественной науки.
94

ЮБИЛЕЙ ЕЛИЗАВЕТЫ ЯКОВЛЕВНЫ РАНЦМАН
2 декабря 1998 года юбилейная дата известного российского геоморфолога, доктора географических наук
Елизаветы Яковлевны Ранцман.
Е.Я. Ранцман окончила Географический факультет МГУ и с 1948 года по настоящее время связала свою
научную жизнь с отделом геоморфологии Института географии союзной, а затем Российской Академии
Наук. Ученица выдающихся географов академика И.П. Герасимова и Ю.А. Мещерякова, Елизавета
Яковлевна посвятила свои исследования геоморфологическому анализу современной тектонической
активности земной коры и его применению в сейсмологии, экологии, поисках полезных ископаемых, изучении
пространственной организации географической оболочки.
Важным вкладом Елизаветы Яковлевны в географическую науку стала оригинальная методология
морфоструктурного районирования территорий по формализованным признакам, которая широко и успешно
используется в нашей стране и за рубежом географами, геофизиками, геологами.
Е.Я. Ранцман проводила полевые исследования в горах Тянь-Шаня и Памира, на Кавказе, Камчатке,
Русской равнине, в Сибири. Она руководила работами по анализу тектонической активности зон разломов в
районах строительства крупных гидроузлов. С 1970 г. совместно с математиками и сейсмологами Елизавета
Яковлевна проводит исследования по использованию морфоструктурных данных для прогноза мест сильных
землетрясений. Ею составлены карты морфоструктурного районирования сейсмоопасных регионов России,
Италии, Франции, Северной и Южной Америки, Индии, Балкан. По этим картам с помощью программ
распознавания образов выполнены прогнозы мест возможных сильных землетрясений, которые неизменно
подтверждались впоследствии. В последнее десятилетие она успешно разрабатывает метод прогноза
крупных месторождений нефти и газа на основе моделирования современной блоковой структуры земной
коры, работает над использованием метода морфоструктурного районирования для прогноза сохранности
технических объектов и мест аварий на трубопроводах и железных дорогах. В ее активе около 150 научных
работ, в том числе несколько монографий и патентов.
Елизавета Яковлевна и сейчас полна творческих сил. Она активно работает над новыми приложениями
своей методологии в науке и практике. Одна из последних ее работ - поиск подходов к моделированию
блоковой структуры планет Солнечной системы.
Пожелаем Елизавете Яковлевне доброго здоровья и новых творческих успехов!
Лаборатория геоморфологии ИГРАН,
Геоморфологическая комиссия РАН,
Редколлегия журнала "Геоморфология"
95

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№3
июль-сентябрь
1999
РЕЦЕНЗИИ
ИСТОРИЯ ГИДРОСФЕРЫ В ПРИЗМЕ
ГЕОЛОГО-ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОГО
РАЗВИТИЯ ЗЕМЛИ
Впервые в отечественной и мировой науке вышла в свет фундаментальная монография1, в которой
обобщены результаты новейших исследований по истории гидросферы Земли в целом и составляющих ее
компонентов. Прежде всего - это Мировой океан и принадлежащие ему эпи- и внутриконтинентальные
моря, поверхностные воды суши (реки, озера), а также подземные воды и вода, находящаяся в твердом
состоянии - наземные ледники и подземные льды.
Главное в рецензируемой работе - это последовательное рассмотрение истории формирования режима
гидросферы на разных этапах геолого-тектонического становления земной коры: архей, протерозой, затем
фанерозой (палеозой, мезозой, кайнозой). Особое внимание уделено кайнозою и, в частности, четвертичному
периоду, на основе чего делаются возможные прогнозы развития гидросферы в целом и отдельных ее
составных частей в будущем. Методологической основой выполненного исследования является геолого¬
геоморфологический подход к выявлению истории формирования гидросферы, включающий современные
достижения геологии, геофизики, геоморфологии. Рассмотрены особенности гипсографического строения
земной поверхности как основы, благодаря которой стало возможным образование главной составляющей
гидросферы - Мирового океана. Выявлены особенности земной поверхности, благоприятствовавшие его
возникновению. Принятая геолого-тектоническая схема становления земной коры послужила основой для
расчетов возможного изменения во времени основных параметров рельефа Земли и разработки эволю¬
ционной математической модели его развития. Результаты этих расчетов позволили подойти к построению
схемы изменения гипсографической кривой земной поверхности в течение всей геологической истории.
Отдельно рассмотрена проблема формирования и эволюции химического состава вод гидросферы -
главным образом океана - основываясь на представлениях и данных различных исследователей (акад.
А.П. Виноградова, акад. Н.М. Страхова, М.Г. Валяшко, Т. Шопфа и других).
В историческом исследовании, охватывающем практически всю геологическую историю, неизбежным
стало применение различной временной шкалы при характеристике событий. В докембрийский этап время их
проявления - сотни миллионов лет, в докайнозойском фанерозое - десятки миллионов лет, в кайнозое -
миллионы лет и, наконец, в четвертичном периоде - сотни и десятки тысяч лет. Кроме того, дается анализ
развития гидросферы в историческое время, измеряемое тысячами и сотнями лет. Столь высокая степень
детальности ее рассмотрения на последнем отрезке земной истории увеличивает надежность прогно¬
зируемых изменений в пределах гидросферы суши и океана в будущем.
Последнему обстоятельству способствует также определенная в результате выполненного исследования
общая тенденция в изменении объема поверхностной гидросферы и установленные факторы изменения
уровня Мирового океана за геологическое время (изменение общего объема водной массы, изменение
емкости океанического ложа и т.д.). На фоне этих общих тенденций приводятся конкретные материалы по
положению уровня Мирового океана в различные эпохи фанерозоя, но особенно детально излагаются
данные по мезозою - кайнозою. Новой и оригинальной является концепция влияния на уровень Мирового
океана гравитационных аномалий, обусловленных особенностями глубинного строения Земли.
1 Клиге Р.К., Данилов ИД., Конищев В.Н. История гидросферы. М.: Научный мир, 1998. 368 с. Тираж
1000 экз.
96

На общем геолого-геоморфологическом фоне рассматриваются также данные по особенностям фор¬
мирования гидросферы в пределах суши: реки, озера и внутриконтинентальные моря.
Особо следует отметить, что в монографии охарактеризовано современное состояние криогенной части
гидросферы, т.е. современного наземного, подземного и морского типов оледенения. При рассмотрении вре¬
мени проявления, масштабов криогенных эпох и оледенений в истории Земли наиболее заметно проявляется
тройное авторство монографии.
В отдельной главе изложена концепция о постепенном остывании Земли и, соответственно, о направ¬
ленном расширении площади криогенных обстановок на ее поверхности (автор В.Н. Конищев). Для
обоснования концепции собран большой материал из различных источников, сведенный в обширные табли¬
цы, дающие читателю возможность самостоятельного анализа этого материала и сделанных на его основе
выводов. Одновременно с этим, в монографии приводится система конкретных геологических данных по
криогенным обстановкам, существовавшим на Земле, начиная от раннего протерозоя (2,6 млрд, лет назад)
до конца кайнозоя (автор И.Д. Данилов). Изложению этого конкретного материала предшествует важный
раздел о принципах и методах выделения криогенных эпох в геологической истории Земли. Анализируются
две главные существующие концепции в этом плане: концепция крупномасштабной изменчивости глобаль¬
ного климата Земли и концепция его принципиальной стабильности, начиная с протерозоя, то есть времени
достаточно достоверно установленных следов криогенеза. Затем последовательно даются характеристики
криогенных эпох и приводятся данные о масштабах наземного и подземного оледенения в протерозое
(раннем и позднем), палеозое, более подробно в позднем кайнозое и наиболее детально в четвертичном.
периоде.
Одной из кардинальных в позднекайнозойской и особенно четвертичной истории гидросферы является
проблема вазимосвязи оледенений и трансгрессий Мирового океана. В монографии проанализировано и пока¬
зано современное состояние проблемы, ее дискуссионность. В частности, рассмотрены вопросы о количестве
криогенных эпох в четвертичном периоде, их причинах и соотношении с морскими трансгрессиями, о вре¬
мени максимального похолодания и соответствующей ему палеокриогенной ситуации в высоких и умеренных
широтах Северного полушария. На основе современных литературных данных и результатов собственных
исследований по геологическому и геоморфологическому строению дна арктических морей и их побережий
показана несостоятельность гипотезы развития в конце позднего плейстоцена огромного Панарктичес¬
кого ледникового покрова антарктического типа на арктическом шельфе и прилегающих приморских
равнинах.
Вместе с тем, в других разделах (автор Р.К. Клиге), на основе традиционных представлений колебания
уровня Мирового океана в четвертичном периоде связываются с гляциоэвстатическим фактором, то есть
изъятием влаги на постройку предполагаемых ледниковых покровов материков и шельфов Северного
полушария, а затем возвращением ее в межледниковые эпохи и поднятием уровня моря.
Изложенное выше - показатель возможного терпимого и корректного сосуществования различных точек
зрения в современной науке. Некоторые ортодоксы, возможно, сочтут данное положение вещей и недостат¬
ком монографии, но благодаря этому она становится еще более интересной для читателя, поскольку он
знакомится не с одной, а с разными точками зрения по актуальным и дискуссионным проблемам науки.
Большое внимание уделено в монографии основным тенденциям изменения режима вод суши (речной
сток, озерные водоемы, а также внутриконтинентальные моря) в плейстоцене. Выводы, сделанные на этой
основе, получают дальнейшее развитие в следующем разделе, посвященном изменениям водного режима
суши в голоценовое и историческое время. При этом в качестве примеров рассматриваются некоторые
наиболее изученные и терпящие экологические бедствия водоемы: Каспийское и Аральское моря, озеро
Иссык-Куль и другие.
Наиболее скрупулёзно рассмотрена история формирования водного режима Каспийского моря, при этом
самая детальная шкала времени использована, конечно, при анализе изменения гидроклиматических условий
в историческое время. В результате проведенного анализа, в работе сформулирована, аргументирована
и полно изложена концепция, увязывающая колебания Каспия с эпохами аридизации и гумидизации климата
в умеренных широтах.
Научно обоснованная, фундаментальная теория истории развития гидросферы океана и суши служит
хорошим основанием для анализа современного изменения мирового водного баланса планеты, а также
прогноза этих изменений в будущем, чему посвящена заключительная глава монографии: в ней рассмотрен
глобальный водообмен поверхностной гидросферы, современный водный баланс поверхностных вод
гидросферы и основные тенденции в изменении глобального водного баланса.
Книга имеет определенную экологическую направленность и может служить основой для дальнейшей
разработки экологических аспектов современного и будущего состояния земной гидросферы. Это касается
внутренних водоемов, терпящих или уже перенесших экологические катастрофы (Аральское, Каспийское
моря), практически всех речных систем, а также казавшегося ранее экологически неуязвимым Мирового
океана. Недостаточно освещенными в книге остались лишь подземные воды суши.
Неполный перечень проблем, рассмотренных в монографии, свидетельствует о широте подхода авторов,
97

имеющих большой научный опыт и кругозор, к рассмотрению истории гидросферы Земли, что нехарактерно
для многих предшествующих работ и выгодно отличает ее от них. Следует отметить также хороший стиль
изложения и качественное оформление работы, иллюстрированной многочисленными схемами, графиками,
таблицами и т.д., что способствует более успешному восприятию излагаемых материалов и делает их
доступнее для читателя.
Резюмируя, можно отметить, что рецензируемая работа очень многогранна, подобное комплексное
исследование выполнено впервые не только в России, ему нет аналогов и в мировой научной литературе.
Все это делает ее интересной для очень широкого круга читателей: гидрологов, геоморфологов, палеогео¬
графов, палеоклиматологов, океанологов, геокриологов, гидрогеологов, геологов-четвертичников и многих
специалистов других направлений. Остается пожелать авторам дальнейшей плодотворной работы по
углублению и одновременно расширению экологического и прогнозного направлений в исследовании всех
форм водно-ледяной оболочки Земли.
Г.Г. Матишов, Г.Л. Тарасов
МОНОГРАФИЯ В.Г. ЧУВАРДИНСКОГО "О ЛЕДНИКОВОМ ТЕОРИИ1”
Тема монографии В.Г. Чувардинского - ледниковая теория - самая дискуссионная проблема современной
геологии позднего кайнозоя. Книга посвящена памяти И.Г. Пидопличко - основоположника идеи анти-
гляциолизма.
Работа эта основана на продолжавшихся более 25 лет детальных полевых геолого-съемочных и раз¬
ведочных исследованиях, которые проводились ее автором, главным образом, в пределах Кольского
полуострова и Севера Карелии, во фьордах и шхерах Белого и Баренцева морей, Ладоги и Онеги, т.е. в
эталонных классических районах развития наиболее ярких и типичных проявлений форм рельефа, которые
на протяжении более 100 лет связывались с процессами геологической деятельности ледников. Именно
поэтому она представляет выдающийся интерес.
Помимо форм рельефа в ней рассматривается механизм формирования валунно-глыбовых отложений,
анализируется их генезис и процессы перемещения. Исследована связь состава валунов кристаллических
пород и мелкозема морены с подстилающими коренными породами фундамента, распространение конусов их
рассеяния, как на площади щита, так и в пределах Русской и Западно-Сибирской плит, а в заключительной
главе анализируются палеогеографические аспекты ледниковой теории.
Помимо основного района его работ - восточной части Скандинавского щита, автор провел изучение
считавшихся ледниковыми форм рельефа и осадков на севере Западной Сибири, в Белоруссии, в бассейне
Печоры, а также на Северном Кавказе, на ледниках Алибек и Амманауз, в Крыму и Казахстане, детально
исследовал современные процессы формирования ледово-морских толщ на побережьях Баренцева и Белого
морей, проанализировал огромный материал отечественных, скандинавских, американских, канадских гео¬
логов и данных по Гренландии и Антарктиде, посвященных рассматриваемым им вопросам.
В процессе работ на Кольском полуострове автором разработана принципиально новая методика
валунных поисков рудных месторождений с применением которой им открыто медно-никелевое место¬
рождение, выявлен апатитоносный массив и несколько проявлений медно-никелевых руд, оконтурены
перспективные площади для поисков платиноидов, хромитов, участки медно-колчеданного и уранового
оруденения и трубок взрыва. Материалы эти, помимо отдельной работы В.Г. Чувардинского (1992),
посвященной валунным поискам, также введены в текст рассматриваемой монографии и поэтому она имеет,
помимо теоретического, и важное практическое значение.
Книга объемом 25 печатных листов состоит из введения, пяти глав, заключения и обширнейшего списка
отечественной и иностранной литературы.
В главе I "Физико-геологические рельефообразующие процессы" рассматриваются динамика и геологи¬
ческая деятельность ледников с использованием, главным образом, материалов по Антарктиде и Гренлан¬
дии, а также собственных наблюдений автора на ледниках Кавказа.
Отмечается, что процентное содержание моренного материала даже в базальных слоях покровных
ледников крайне невелико, не превышает 1,6% объема слоя, или он отсутствует совсем, а мощность этого
слоя, как показали данные бурения и непосредственных наблюдений, составляет не более нескольких
метров. Значительное количество обломков характерно только для некоторых горно-долинных ледников и
1 В.Г. Чувардинский. О ледниковой теории. Происхождение образований ледниковой формации.
Апатиты: Мурмангеолком, 1998. 302 с.
98

селей. Анализируется скорость движения покровных ледников (крайне незначительная, и затрагивающая
почти исключительно только верхние и средние горизонты покрова), а также процессы донного таяния,
которые объясняются действием геотермического тепла и тепла силы трения. Ссылаясь на материалы
И.А. Зотикова (1977, 1982, 1985), автор определяет площадь донного таяния ледяного покрова Антарк¬
тиды, а также Гренландии в 70%, что как показывают новейшие данные проведенного здесь в 90-х годах
бурения скважин американскими и русскими экспедициями и исследований Ш.А. Даниеляна (препринт 1998),
представляются завышенными - примерзание ледника к ложу охватывает более значительные площади.
Исключение составляют те части покрова, которые располагаются над глубинными разломами в фунда¬
менте - генераторами тепла. Здесь встречены крупные подледные озера. Подробно рассмотрен и вопрос о
ледниковой эрозии. Доказано, что как покровные, так и горные ледники практически не производят
выпахивающей деятельности.
Весьма содержателен и насыщен выразительными фотографиями раздел "Разнос валунного материала
припайными льдами", где приведен подсчет материала дрифтового разноса. В заключительной части главы
описаны разрывные структуры северо-восточной части Балтийского щита - сдвиги, надвиги (взбросы),
сбросы. Доказывается неотектонический возраст этих структур. Подробно проанализирована сдвиговая
тектоника в зоне Кандалакшского грабена, весьма детально исследованного автором при про¬
ведении поисковых и разведочных работ. Этот раздел должен представлять интерес и для геологов-
тектонистов.
Глава II "Происхождение экзарационных типов ледникового рельефа" (бараньих лбов, курчавых скал,
фьордов, озерных котловин, шхер, полированных и штрихованных скальных поверхностей, широко разви¬
тых на Кольском полуострове и в Карелии) иллюстрирована выразительными фотографиями, графиками и
схемами. С предельной убедительностью доказан и обоснован тектонический генезис всех этих форм
рельефа, отражающих проявление и направление смещений блоков фундамента и обломочных масс. Именно
эти признаки автор использовал в практике валунных поисков.
Кратко рассмотрен "экзарационный" рельеф внеледниковых областей Крыма, Казахстана и других
районов, указаны причины приповерхностных тектонических дислокаций, приведены данные о сейсмичности
Балтийского щита.
На основе геофизических материалов, вслед за геологами-тектонистами, доказывается эндогенная
природа гляциоизостазии.
Глава III "Происхождение ледниково-аккумулятивных и гляциотектонических групп рельефа" посвящена
рассмотрению генезиса форм рельефа, которые принято относить к ледниково-аккумулятивным (озы, крае¬
вые морены, холмисто-моренный рельеф, камы), связывать с ледниковым выпахиванием и аккумуляцией
(друмлины, сельги) или с экзарационно-напорной деятельностью ледников (долины выпахивания, гляцио-
дислокации, отторженцы).
Автор последовательно, в перечисленном выше порядке, детально рассматривает каждую из этих форм,
доказывает, что все они не имеют связи с ледниковыми процессами, а являются результатом проявления
пликативной и дизъюнктивной тектоники и неотектонических процессов.
Особенно подробно рассмотрены озы, которые, по автору, приурочены к неотектоническим разломам,
что иллюстрируется рядом картосхем, фотографий и профилей. Этот материал убеждает, что значительное
их число действительно имеет подобный генезис. Однако следовало бы указать, что часть из них может
быть связана с флювиальными, эрозионными и аккумулятивными, в том числе ветровыми процессами,
мерзлотными и диапировыми проявлениями. Эта категоричность утверждений автора хотя и в меньшей
степени, касается и камов, и холмисто-моренного рельефа.
Большой интерес представляет обширный материал, представленный в разделе "Новейшая тектоника
Восточно-Европейской и Западно-Сибирской платформ", основная часть форм рельефа которых обусловлена
проявлением неотектонических разломов в фундаменте. Здесь рассмотрена динамика шовных зон разломов
и вдольразломных перемещений тектонических брекчий и пластин, масштабных перемещений
тектонического меланжа, огромных отторженцев. Описаны Вышневолоцко-Новоторжские, Гдовские, Воро¬
тил ово-Тонковские дислокации, а также дислокации Беларуси, Украины и Западной Сибири. Далее последо¬
вательно, район за районом, описаны "конечно-моренные" (краевые) образования Беларуси, Прибалтики,
северной и центральной частей Русской равнины, выходов фундамента Украинского и Белорусского щитов и
Воронежского выступа. В заключительной части главы подробно рассмотрены дислокации в чехле Западной
Сибири, где, однако, не подчеркнута их связь с крупными структурами - сводами и мегавалами в толще
палеогеновых, меловых и юрских отложений - главных объектов нефтегазопоисковых работ.
Рассмотрен механизм их образования, доказана их связь с проявлениями глиняного диапиризма. Анали¬
зируется проблема формирования древних погребенных долин, связываемых с системой разломов в фунда¬
менте. Это, Ьднако, лишь одна из причинных связей, главная заключается в колебаниях уровня Мирового
океана, лишь вскользь упоминаемых автором.
В главе IV "Формирование валунных отложений и процесс перемещения валунно-глыбового материала"
подробно рассмотрен состав валунно-глыбового материала и мелкозема донной морены Скандинавского
99

щита и Русской плиты, основные черты ее структурного и текстурного строения, различные, характерные
для нее дислокации - надвиги, сколы, трещины отрыва.
Анализируется механизм появления и формирования валунно-глыбовых отложений в пределах щита на
Кольском полуострове и в Карелии. Он связывается с тектоно-динамическими процессами, с неотектони-
ческими дислокациями, взломавшими, разрушившими самую верхнюю часть кристаллического фундамента,
сформировав не только "экзарационный" рельеф, но и образовав за счет разрушения смещенных глыб и
пластин массу валунно-глыбового материала.
Таким образом, "морена" по автору - это тектоническая брекчия, обломочный материал которой пере¬
мешан с песчано-глинистыми отложениями кор выветривания.
В приморских частях Кольского полуострова, Карелии, на северо-востоке Русской плиты и на севере
Западной Сибири им фиксируются "морены" и ленточные глины ледово-морского генезиса.
Далее следует один из важнейших разделов монографии, в котором рассматриваются закономерности
перемещения валунно-глыбового материала. По данным финских исследователей составлена схема валун¬
ных конусов рассеяния, совпадающих с линиями неотектонических разломов, которые в свою очередь
связаны с эпицентрами землетрясений. Устанавливаются расстояния разноса рудных валунов. И в Финлян¬
дии, и в Карелии они колеблются от десятков метров до 10-15 км, редко более. Преобладающие расстояния
их разноса - около 3 км. Четко фиксируется их перемещение вдоль зон разломов. Приведена картосхема
разноса рудных валунов в пределах Кольского полуострова и распространения генетических типов рыхлых
отложений. На ней показано направление смещения блоков и движения глыбово-валунного материала в
зонах сдвигов и взбросо-сдвигов, расположение конусов разноса рудных валунов.
Заключительная часть главы посвящена анализу происхождения валунов и глыб кристаллических пород
на пространстве Русской плиты. Приведена принципиальная схема приразломного дислокационного процесса,
в результате которого по шовным зонам сдвигов к поверхности перемещаются брекчии - глыбы и обломки
пород фундамента. Рассматривается состав валунов в различных районах плиты, их связь с составом пород
фундамента, в частности, с расположением массивов гранитов раппакиви, кварцевых порфиров, кварцито-
песчаников и других кристаллических пород, особенно ярко проявляющаяся вблизи участков выходов
фундамента на поверхность (Украинский й Белорусский щиты, Воронежский выступ). Отмечается и роль
эксплозивных процессов (трубок взрыва), а также факторов, способствующих перемещению обломочного
материала, таких, как оползание, солифлюкция, делювиальные, аллювиальные, овражно-балочные процес¬
сы, ледово-морской перенос материала.
Рецензент считает, что, несмотря на несомненно существующий процесс вывода обломков пород фунда¬
мента к поверхности вдоль приразломношовных зон, В.Г. Чувардинский существенно завышает роль этого
процесса. Не объяснено и подавляющее преобладание глыб, валунов и галек, несущих отчетливые следы
водной обработки. По-видимому, наряду с этими процессами существовал еще один, главный фактор разноса
обломочного материала - великая плиоценовая холодная трансгрессия акчагыльско-колвинского времени,
истинный ареал которой в северной половине Русской плиты остается пока неизвестным (Н.Г. Чочиа,
препринт, 1998).
В последней, пятой главе книги, кратко рассмотрены палеогеографические аспекты ледниковой теории -
биогеографические данные, состав и распространение флор и фаун плейстоцена, тепловая устойчивость и
темпы деградации ледниковых покровов, решительно не совпадающих с продолжительностью ледниковых
эпох и требующих принятия скоростей движения и темпов таяния ледников в 100-200 раз бблыыих, чем те,
которые наблюдаются ныне в Антарктиде и Гренландии и даже на горных ледниках.
Затронут вопрос и о пермско-карбоновом оледенении, категорически противоречащем составу и харак¬
теру наземной и морской фаун этих периодов, фиксирующих теплый, жаркий и засушливый климат.
Завершает книгу краткое заключение, где перечислены основные выводы и практическое их значение.
К этой очень смелой, резкой, местами излишне категоричной работе можно сделать лишь одно заклю¬
чительное, но существенное замечание: процессы, изученные и описанные здесь, особенно для территорий
Скандинавского щита и северо-запада Русской плиты, как нам представляется, должны охватывать не
только неогеновый и четвертичный периоды, с которыми их связывает автор, но включать и палеоген и
основную часть мезозоя - этап континентального развития этих территорий, что фиксируется установлен¬
ными здесь корами выветривания. Это многократно расширяет временнбй интервал, на протяжении
которого проявлялось их действие.
Книга В.Г. Чувардинского знаменует новый этап в познании процессов до настоящего времени
связываемых большинством геологов-четвертичников с действием ледников. Она актуальна* расширяет и
углубляет познание описываемых процессов, будоражит мысль и должна заставить даже ортодоксов гля-
циализма признать убедительность, по крайней мере, основных фактов и правильность выводов, отстаи¬
ваемых ее автором.
Н.Г. Чочиа
100

ПОПУРРИ АНТИГЛЯЦИАЛИЗМА
В основу объемистого труда В.Г. Чувардинского1, вышедшего отдельной монографией в 1998 г.,
положены, явно вопреки названию, критика теории древнего материкового оледенения и опровержение
генезиса ледниковой формации. Как известно, ледниковая теория, во многом сложившаяся благодаря
исследованиям нашего выдающегося соотечественника П.А. Кропоткина в середине XIX в., победоносно
обошла все страны мира и легла в фундамент современных наук о Земле. Вместе с тем, нельзя не
упомянуть, что в бывшем СССР с середины XX в. проявилось специфическое движение критиков этой
теории, которых стали называть антигляциалистами. В их среде давно подвизался и автор рецензируемой
книги. Колоссальный труд, затраченный им на ниспровержение ненавистной теории, воистину вызывает
глубокое изумление. Несколько десятков лет жизни израсходовано на скрупулезный поиск неточностей,
недомолвок, разночтений и противоречий в потоке научной и особенно научно-популярной литерату¬
ры, имеющей прямое или косвенное отношение к проблемам древнего оледенения. И все это только ради
одного - для констатации того, что основоположники и последователи ледниковой теории недоглядели,
недооценили или недостаточно оттенили роль тектоники в формировании рельефа Земли. Само собой ра¬
зумеется, что при этом процессы ледниковой аккумуляции и экзарации начисто опровергаются.
Рецензируемая публикация В.Г Чувардинского не содержит ничего принципиально нового по сравнению
с тем, что писали и докладывали его единомышленники-антигляциалисты десять, двадцать и тридцать лет
назад. Все та же однотипная программа - бесконечная подборка и перефразировка цитат из работ других
авторов, лапидарные замечания и упреки при весьма куцем изложении (а иногда и отсутствии) результатов
собственных исследований, непосредственно касающихся познания ледниковой формации. Соображения
В.Г. Чувардинского по поводу тектоники северо-западных областей России и особенно хорошо знакомого
ему Кольского полуострова сами по себе могут быть любопытны, но тем не менее не имеют прямого
отношения к раскрытию проблем происхождения ледниковой формации. Любой специалист в области наук о
Земле знает, что диагностика и генезис рыхлых отложений в первую очередь определяются
количественными аналитическими данными об их строении, составе и условиях залегания. Об этом можно
прочитать в любом вузовском учебнике геологии, геоморфологии и особенно седиментологии. К сожалению,
такой информацией в полном объеме В.Г. Чувардинский сам, по-видимому, не располагает, а проана¬
лизировать те цифровые данные, которые приведены в работах Е.В. Рухиной, А.В. Матвеева, А.В. Рау-
каса, А.И. Гайгаласа, Н.Г. Судаковой и многих других исследователей, видимо, не умеет. Об этом довольно
убедительно свидетельствует малоквалифицированная интерпретация данных по разносу кристаллических
валунов в Восточной Европе (стр. 228-238). Между тем, следуя заветам П.А. Кропоткина, именно с
глубокого комплексного конкретного анализа седиментологических данных (по всем фракциям!) должно
начинаться выяснение генезиса ледниковой формации. Никакими словесными рассуждениями, фотографиями
и схемами тут не поможешь: современная наука знает только одну логику, опирающуюся на язык
аналитической информации. Не может быть никаких сомнений в том, что именно такой путь исследования
пропагандировал авторитетный математик академик Гурий Иванович Марчук, чья цитата приведена на
первой странице рецензируемой книги. И те ученые, прокладывающие новые пути в науке, которых он имел
в виду, несомненно, должны располагать арсеналом количественно-аналитических аргументов,
подтверждающих правильность выдвигаемых концепций.
Сами по себе взятые, сомнения, высказываемые В.Г. Чувардинским по поводу геологической и
рельефообразующей деятельности ледников, не могут быть объектом критики. Безусловно, любая критика
всегда содержит какое-то рациональное зерно. Тем не менее ясно, что, находясь вдали от реальных
ледников, трудно разобраться в том, как функционируют эти природные тела и как осуществляются в них
процессы отрыва, транспортировки и отложения обломочного материала. Самой конструктивной проверкой
построений антигляциалистов была бы постановка основательных научных исследований на современных
ледниках и их предпольях. Именно такая рекомендация была дана В.Г. Чувардинскому и его коллеге и
редактору Н.Г. Чочиа во время совещания в Горном институте в Санкт-Петербурге более 15 лет назад,
когда практически осуществить эту идею было вполне возможно. К сожалению, этим советом они не
пожелали воспользоваться, но - что еще более вызывает удивление - никаких конкретных фактических
данных по седиментологии районов современного оледенения В.Г. Чувардинский в своей книге так и не
привел, хотя литература по данному вопросу достаточно велика. По-видимому, он решил, что генезис
отложений всегда можно диагностировать на глаз, о чем вполне определенно свидетельствует весь стиль и
лексикон рассматриваемой книги.
Впрочем, ради полной объективности заметим, что В.Г. Чувардинскому нельзя отказать в наблюда¬
тельности, однако, приводимые им самим факты трудно оценить из-за полного пренебрежения коли¬
1 Чувардинский ВТ О ледниковой теории. Происхождение образований ледниковой формации. Апа¬
титы: Мурмангеолком, 1998. 302 с.
101

чественно-аналитической документацией. К примеру, вот автор книги заинтересовался деятельностью при¬
пайных льдов (вопрос новый и актуальный!), привел любопытные наблюдения и иллюстрации, но из этого
материала нельзя извлечь никакой цифровой информации, а следовательно, и невозможно сравнить с ре¬
зультатами анализов деятельности других видов льдов в природе. Вместе с тем при чтении книги
В.Г. Чувардинского складывается впечатление, что обширный массив многолетних (и порой небезын¬
тересных) наблюдений по разломной тектонике Балтийского щита и другим проявлением тектонической
деятельности отстоит где-то в стороне от поставленной проблемы. В самом деле, что в данном случае
пытается доказать В.Г. Чувардинский? Разве кто-либо из сторонников ледниковой теории когда-нибудь
выражал сомнения в роли тектонического фактора в процессах морфо- и литогенеза, да еще в таком районе,
как например, Балтийский щит? Это было бы, наверняка, полным абсурдом. Даже приуроченность краевых
ледниковых образований и озов к тектоническим швам и орографическим барьерам - тоже факт, отнюдь не
претендующий на мировое открытие. Пространные дискуссии, поднимаемые в рецензируемой книге по
данным (и сходным) вопросам, чем-то напоминают борьбу Дон-Кихота с ветряными мельницами.
Не менее странное впечатление производят попытки В.Г. Чувардинского использовать материалы по
разносу валунов для упрочения позиций антигляциализма. В этой связи возникает лишь один-единственный
вопрос: почему финляндские геологи-рудники, имеющие большие заслуги в поисках полезных ископаемых в
своей стране, расположенной по соседству с Кольским полуостровом, ни разу не усомнились в правомочности
ледниковой теории и целиком приняли ее на вооружение в своей научной и практической деятельности?
Более того, В. Мармо, В. Каранне, М. Саарнисто и другие руководители Геологической Службы Финляндии
неоднократно выражали искреннее удивление, узнав о существовании в нашей стране оппозиции об¬
щепринятой ледниковой теории. К этому остается еще добавить, что прогресс в разведке рудных
месторождений Финляндии по своим масштабам явно не уступает достижениям В.Г. Чувардинского и его
коллег по Центральнокольской экспедиции. Достаточно напомнить хотя бы о знаменитых медно-никелевых
рудах Оутокумпу и ряда других месторождений, найденных на основании анализа конусов разноса
ледниковых валунов.
Раздел книги В.Г. Чувардинского, посвященный палеогеографии, комментировать просто страшно. Это
подлинное попурри антигляциализма - невероятная мешанина обрывочных сведений, надерганных из разных
источников и к тому же изложенных не вполне корректно. Из поля зрения автора книги начисто выпали
целые научные школы и направления, составляющие предмет гордости российской палеогеографии. Мно¬
голетние палеогеографические исследования опорных разрезов по программе К.К. Маркова, осущест¬
вленные Лабораторией новейших отложений Московского университета; фундаментальные работы
большого коллектива палеогеографов Института географии Российской академии наук, проведенные на
Русской равнине под руководством И.П. Герасимова и А.А. Величко; школа изучения четвертичного
периода, созданная в Геологическом институте Российской академии наук В.И. Громовым; труды множества
других научных и практических организаций, тесно связанных с геологической съемкой четвертичных
отложений - все это, видимо, нисколько не заинтересовало В.Г. Чувардинского, поскольку отстаиваемая им
гипотеза не согласуется с реальной научной фактурой, полученной целым рядом научных коллективов не
только в нашей стране, но и во всем мире. Даже обращаясь к достижениям отдельных ученых, можно с
сожалением констатировать, что читатель книги В.Г. Чувардинского ничего не узнает о палеоклима-
тических реконструкциях, проведенных В.А. Климановым в масштабах всей России, о моделировании
A. В. Кожариновым палеоботанической информации по всей Русской равнине, о реконструкциях
плейстоценовой териофауны Э.А. Вангенгейм и А.К. Марковой и о многом другом.
Возникает вопрос: какую палеогеографию изображает в своей книге В.Г. Чувардинский? Какие мате¬
риалы он для этого использует? Ответ на этот вопрос можно дать только один. Использована случайная
информация и к тому же тенденциозно интерпретированная. Например, одним из часто упоминаемых в книге
авторов является гляциолог М.Г. Гросвальд, не имеющий опыта аналитических литологических и палео-
онтологических исследований древнеледниковой формации равнин Евразии. Нарисованные им феерические
картины гигантского Панарктического ледникового щита, якобы покрывавшего чуть ли не треть всего
Северного полушария, естественно, послужили жупелом для антигляциалистической критики.
Столь же наивно В.Г. Чувардинский пытается использовать одни только радиоуглеродные датировки для
обоснования наличия или отсутствия покровного оледенения (имеется ссылка на публикации
B. Г. Чувардинского, 1970 г.) Как мы отмечали выше, для этого в первую очередь необходимо провести
основательное аналитическое исследование самих следов оледенения - морен. Судя по результатам съемок,
картам и обширной литературе, ясно, что с исследованием морен на Северо-Западе России, в Прибалтике,
Скандинавии и Северной Америке дело обстоит вполне благополучно. А вот, к сожалению, в Западной Си¬
бири, где так много потрудились такие корифеи антигляциализма, как И.Л. Кузин, П.П. Генералов и
Н.Г. Чочиа, не получены конкретные количественно-аналитические данные о составе и строении по¬
верхностных отложений. Если бы на основе такой информации в свое время удалось доказать отсутствие
ледниковой формации, тогда был бы окончательно снят с повестки дня вопрос о поясах конечных морен,
которые М.Г. Гросвальд и В.И. Астахов протягивал через всю Евразию как южный край гипотетического
102

Панарктического ледникового суперщита. С чисто теоретических позиций в данном случае мы вполне
разделяем точку зрения В.Г. Чувардинского, но - увы! - в нашем распоряжении нет подтверждающих
цифровых данных (у Гросвальда и Астахова, впрочем, их тоже не было).
Как видно из приведенных замечаний, рецензируемая книга В.Г. Чувардинского не содержит сколько-
нибудь весомой аргументации, ниспровергающей ледниковую теорию. Соответственно не удается скинуть
со счетов распространение ледниковой формации на равнинах России и Средней Европы. Вместе с тем,
публикация рассматриваемой работы представляется небесполезной, поскольку теперь более четко выяс¬
няется, где и в каком направлении необходимо углублять аналитические исследования этой формации.
Помимо того, в распоряжение историков науки попадает сводное изложение всех перлов антигляциализма.
Однако в чисто практическом аспекте хочется выразить надежду, что уникальный опыт Центрально-
кольской экспедиции и Мурмангеолкома по развитию поисков и разведки полезных ископаемых на базе
антигляциализма не станет достоянием других практических организаций, изучающих недра России. '
Л.Р. Серебряный
103

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
No 3
июль-сентябрь
1999
УДК 551.248.2:551.4(560)
©1999 г. Г.Ф. УФИМЦЕВ
ТРЕТИЙ МЕЖДУНАРОДНЫЙ СИМПОЗИУМ ПО ГЕОЛОГИИ ТУРЦИИ:
ВПЕЧАТЛЕНИЯ
С 31 августа по 4 сентября 1998 г. в столице Турции Анкаре проходил Третий Международный сим¬
позиум по геологии Турции, и автору этих строк представилась возможность принять в нем участие.
Симпозиум проходил под девизом "Работа для прогресса в геологии Турции и ее окружения". Главным
организатором его выступил Ближневосточный технический университет (Middle East Technical University),
расположенный в юго-западной части Анкары в довольно обширном восстановленном лесном массиве.
В программу симпозиума входили научные экскурсии до и после заседаний, а весь день 2 сентября был
посвящен экскурсиям вокруг Анкары (т.н. анкарский меланж) и в Галатейскую вулканическую провинцию.
Среди иностранных участников преобладали английские геологи, Россию представляли автор этих строк и
В.Г. Казмин из Института океанологии РАН.
Обширный том тезисов симпозиума включает 32 раздела [1], и немногочисленные работы, посвященные
геоморфологическим вопросам, "рассеяны" по всему тому. Среди них упомянем работы по геоморфологии
вулканических построек Восточной Анатолии; серию докладов с характеристикой эпицентральных зон силь¬
нейших землетрясений, включая таковое 27 июня 1998 г. в регионе Адана-Сейхан, а также о новейшей
тектонике Черного моря (здесь участвует соавтор из России - А.И. Чепалыга); исследования вулкано¬
тектонической морфологии Каппадокийской вулканической провинции, долины Сейхана и его дельты, мо¬
лодых тектонических форм в травертиновых образованиях, неотектоники областей Центральной и Западной
Анатолии и района турецко-грузинской границы, соотношений трансформного разлома Мертвого Моря с
молодой тектоникой Малой Азии и др. В целом преобладали сообщения неотектонического (или мор¬
фотектонического) и сейсмологического направления.
Надо сказать, что в последние годы сообщество турецких геологов проявляет большую активность,
которая выражается, в частности, в успешном проведении международных научных встреч. В этом процессе
активно участвуют и геоморфологи: давно создана ассоциация турецких геоморфологов, организовавшая в
1991 г. в Анкаре международную конференцию. В число разнообразной продукции турецкой геологической
службы входит и геоморфологическая карта Турции [2], составленная проф. О. Еролом, содержание которой
дает возможность получить достаточно подробную информацию о рельефе этой страны.
Слово "впечатления" не случайно входит в название этого очерка о симпозиуме: мое в нем участие было
полезным, в первую очередь, благодаря двум совершенным экскурсиям - проделанной самостоятельно до
Денизли и Памуккале с их знаменитыми травертиновыми террасами и внутрисимпозиумной экскурсии в
Галатейскую вулканическую провинцию [3]. Эти поездки дали возможность непосредственно познакомиться
с рельефом Центральной Анатолии, и результатами этих наблюдений мне хочется поделиться с читателями
журнала.
Описывать красоты травертиновых террас Памуккале, соседствующих с руинами античного Гераполиса,
после работы [4] вряд ли целесообразно. Замечу лишь, что древним не чужда была забота о своем здоровье,
а размеры некрополя Гераполиса показывают, что эта забота обусловливала злоупотребления горячими
минеральными ваннами...
Травертины, осаждающиеся из терм Памуккале, слагают (по крайней мере с поверхности) протяженную
ступень на южной окраине среднегорного массива. Высота этой ступени над днищем расположенной южнее
впадины Денизли превышает 150 м, и непосредственно у Памуккале современные травертиновые обра¬
зования, представляющие собой одно из чудес света [4], развиты по всему уступу. Они протягиваются на
несколько километров вдоль него, а общая протяженность травертинового массива, в сущности слагающего
упомянутую ступень, превышает 10 км. Над этой ступенью с севера возвышается ступенчатый же склон
среднегорного массива, а на востоке она сопрягается с холмогорной возвышенностью, прорезанной узкими
долинами с интенсивным (типа бедленда) расчленением склонов, на которых местами обнажаются грубые
104

Рис. 1. Впадина Денизли и ее южное горное обрамление. Вид на юг с травертиновых террас Памуккале
(справа на переднем плане)
красноцветы неогена (?). Аналогичную по характеру ситуацию мы наблюдаем и в районе г. Денизли, где
южная часть одноименной впадины с пологонаклонной поверхностью, сложенной неогеном, обрывается к
современному ее днищу расчлененным уступом (рис. 1) - ситуация в чем-то напоминающая адыры -
прилавки Тянь-Шаня. Но крутой тектонический уступ на южном борту впадины имеет все морфологические
атрибуты сбросового, да и сама впадина Денизли относится к краевой части Эгейской рифтогенной системы,
но об этом ниже.
На северо-востоке от г. Денизли мы вступаем в пределы Центральной Анатолии с ее типичными
аридными ландшафтами, которые невольно сравниваешь с крымскими акварелями М. Волошина. В мор¬
фотектоническом отношении эта часть Малой Азии представляет собой плоскогорье. Хребты и компактные
высокие горные массивы с субгоризонтальными уровнями вершинной поверхности на высотах более 2000 м
(при положении базисной поверхности на уровне более 800 м) наблюдаются на окраинах Цент¬
ральноанатолийского плоскогорья, представляющего собой сложное морфотектоническое образование
уровня структурной зоны. На пути от Денизли к Анкаре высокие горные сооружения прослеживаются на
восток до г. Афьона-Карахисара, причем вблизи последнего для них характерно северо-западное про¬
стирание, а западнее они приобретают уже "эгейское" (субширотное или северо-восточное) направление.
При всей монолитности нешироких горных хребтов и массивов они характеризуются густым эрозионным
расчленением склонов, придающим последним характерную "аридную" ребристость. Восточнее г. Афьона-
Карахисара располагается центральная часть плоскогорья, представляющая собой сочетание столовых
возвышенностей в неогеновых впадинах и невысоких горных массивов, обрамленных пологоволнистыми
подгорными и предгорными равнинами. Горные массивы обычно вытянуты в северо-западном направлении и
состоят либо из куполоподобных вершин, либо вообще представляют собой руинные горы, обрамленные
пологонаклонными предгорными равнинами - педиментами, образующими широкие педиментные проходы.
Массив "хребта" Сиврихисар представляет собой пример такого рода образований, и дорога на Анкару
пересекает его, используя широкий и глубокий педиментный проход, так что перевал практически не¬
заметен. Междуречья этого горного массива представляют собой хаотические нагромождения скал.
Вообще на склонах остаточных (сильно педиментированных) горных массивов Центральной Анатолии,
особенно в районе г. Байята, можно наблюдать на склонах все разнообразие аридной морфоскульптуры,
которое нам известно по описаниям пещерных монастырей Каппадокии [4]. В зависимости от характера гео¬
логической структуры и сопротивляемости горных пород выветриванию, на интенсивно расчлененных
склонах можно наблюдать: 1) конические останцы, сомкнутые в основаниях и поэтому образующие подобие
гигантских акульих челюстей; 2) типичные земляные пирамиды, прикрытые сверху покрышками из более
устойчивых пород; 3) призматические останцы, образующие обычно руинные скалы.
Некоторые небольшие горные массивы располагаются уже посреди пологоволнистых денудационных
поверхностей, и в таких случаях, видимо, можно говорить в педиплене. В его поверхность вложены более
молодые эрозионные врезы, расчленяющие также и поверхность неогенового уровня аккумуляции. В ре¬
зультате чего последний преобразован в систему столовых возвышенностей, ограниченных крутыми и реб-
105

ристыми (за счет многочисленных эрозионных ложбин) склонами, подобными чинкам. В морфологии этих
склонов хорошо выражается степень сопротивляемости субгоризонтально залегающих горных пород экзо¬
генным процессам. На плоских вершинах возвышенностей иногда располагаются столовые же останцы.
Можно полагать, что в пределах Центральноанатолийского плоскогорья юго-западнее Анкары основу
морфологической структуры составляет полигенетическая поверхность выравнивания, денудационная часть
которой синхронна неогеновому выполнению впадин и над которой возвышаются низкогорные массивы,
часто по облику представляющие собой остаточные (руинные) формы. При последующем общем воз-
дымании молодой эрозионный врез в равной мере затронул и денудационную, и аккумулятивную сос¬
тавляющие неогенового уровня планации.
Экскурсия на северо-запад от Анкары, в Галатейскую вулканическую провинцию [3] проходила по
замкнутому кольцу: Анкара-Бейпазары-Болу-Гереде-Анкара. По ходу на северо-запад от Анкары дорога
пересекает ряд низко- и холмогорных гряд, разделенных понижениями и с юга ограниченных уступами -
линеаментами с дробным эрозионным расчленением. Днища понижений тоже расчленены на отдельные
столовые возвышенности или останцы в форме усеченных конусов с чинкоподобными ступенчатыми (в
зависимости от чередования слоев различной устойчивости) склонами. В пределах горных гряд хорошо
видно, что в субгоризонтальную вершинную поверхность вложены широкие суходолы, в днища которых в
свою очередь врезаны узкие молодые долины. Эта ситуация еще лучше выражена в пределах горного
массива севернее Бейпазары. Здесь дорога сначала входит в узкую долину с отвесными стенками, с на¬
висающими карнизами-клыками, выработанными в миоценовых туфах. В приводораздельной части хребта
дорога покидает узкую молодую долину и следует вдоль борта широкого долинообразного понижения со
ступенчатыми крутыми бортами и пологовогнутым днищем. Аналогичные образования распространены и в
соседних долинах, и на северном склоне гряды, и в совокупности они образуют самостоятельный ярус
рельефа типа долинной поверхности выравнивания. В него врезаны молодые долины, а над ним с пре¬
вышением около 100 м прослеживается субгоризонтальная вершинная поверхность. Как видим, ситуация
здесь близка увиденной в первой экскурсии в юго-западной части Центральноанатолийского плоскогорья, и
она повторяется севернее, в "хребте" Кероглу.
Сам массив г. Кероглу (2378 м) заметно возвышается над окружающим низко- и среднегорьем в виде
куполообразной возвышенности - это миоценовый стратовулкан на стадии эрозионно-тектонического
преобразования. На юге он опирается на продольное субширотное понижение вдоль р. Кибричик. Днище
понижения представляет собой систему столообразных междуречий и врезанных в них узких долин глубиной
до 100 м и более, выработанных в миоценовых эффузивах и вулканокластических образованиях. Столо¬
образные междуречные поверхности Кибричикского понижения на север плавно выходят в днища широких
долин ранней генерации в среднегорье западного обрамления массива г. Кероглу. Здесь мы видим тоже
типично ярусный рельеф: 1) субгоризонтальный или пологонаклонный уровень вершин куполовидных
междуречных массивов; 2) широкие долинообразные понижения пологовогнутого профиля, соединяющиеся
между собой посредством широких же водораздельных проходов; 3) молодые узкие врезы по периферии
горного массива. Такая морфология рельефа придает ему облик плоскогорья, особенно при значительной
(километры) ширине понижений 2-го яруса рельефа, углубленного относительно уровня вершин изо¬
лированных междуречных массивов не более чем на 100—120 м. Аналогичная картина наблюдается и
восточнее г. Кероглу, где долинный уровень планации выходит на вершинный уровень междуречных про¬
странств поднятого и эрозионно расчлененного днища Пелитчикской впадины, выполненной миоценовыми
осадками. Последние залегают с заметным падением на юг, и вершинная поверхность днища впадины сре¬
зает эти слои, особенно в южной части впадины; на северном ее крыле междуречья нередко имеют
куэстоподобный облик.
Таким образом, наблюдения в разных частях Центральноанатолийского плоскогорья показывают, что
его рельефу, видимо, свойственно ярусное строение, в равной мере проявленное и в пределах залегания
домиоценового фундамента, и во впадинах с неогеновым выполнением: 1) ярус уровня "изначальной"
вершинной поверхности; 2) полигенетическая поверхность выравнивания (плиоценовая?); 3) ярус молодых
долин. Это показывает, что позднекайнозойский морфогенез на Центральноанатолийском плоскогорье про¬
явился на фоне общего прерывистого воздымания, и на последнее были наложены блоковые перемещения,
обусловившие, в частности, высотную дифференциацию Галатейской вулканической провинции на
межгорные понижения и горные массивы. Что касается "хребта" Кероглу, то по характеру своего рельефа
он не может быть отнесен к формам таковой категории, хотя бы в силу отсутствия двускатности. Это
относительно поднятая окраина плоскогорья, с севера ограниченная зоной Северо-Анатолийского разлома.
На южной окраине г. Болу этот разлом оформляет высокий (более 500 м) и крутой тектонический уступ,
ограничивающий с севера плоскогорье вокруг г. Кероглу. Уступ этот имеет ступенчатый характер с запро¬
кидыванием (наклоном) поверхностей ступеней "под горы", так что, возможно, ступени эти представляют
собой скальные оползни. В середине уступа, в подгорной части ступени располагается плотинное озеро, а
поверхность ступени обладает характерным бугристо-западинным рельефом - картина аналогичная
сбросообвалам (сбросооползням) в Байкальской рифтовой зоне.
106

Рис. 2. Цокольная поверхность западной части Малой Азии и положение окраинных грабенов Эгейской
рифтогенной системы
1 - изобазиты, м; 2 - грабены
Восточнее, на окраине г. Гереде, по зоне Северо-Анатолийского разлома заложен невысокий тек¬
тонический уступ, представляющий собой сочетание треугольных склонов (фасет), сомкнутых в основаниях
и группирующихся в секции, разделенные долинами (в секциях фасеты разделены короткими и крутыми
распадками). Уступ этот имеет сбросовый облик.
Ознакомление с материалами, представленными на симпозиуме, впечатления, полученные во время экс¬
курсий, дают основания для вывода, что в подходе к познанию молодой тектоники центральной части
Альпийско-Гималайского подвижного пояса существует явный методологический пробел - практически не
используются возможности тектонического анализа рельефа. В результате имеем дело с неизбежно
однобокими моделями молодой тектоники, сколь бы ни красивы они были, как, например, модель пере¬
мещения литосферных плит, столь красочно изображенная на втором циркуляре симпозиума. Во-первых,
послемиоценовая и, в особенности, послеплиоценовая тектоника Малой Азии и ее окружения в минимальной
мере оставляет следы в виде геологических формаций. Во-вторых, морфологические свидетельства в дан¬
ном случае совершенно необходимы для оценки инверсионных тектонических преобразований, примером
которых являются поднятые и эрозионно расчлененные днища неогеновых впадин, примеры чего приведены
выше. В качестве примера укажем на две проблемы, оптимальное решение которых невозможно без
использования морфологических свидетельств молодой тектоники: 1) Эгейский регион задугового рифто-
генеза и общее воздымание Центральноанатолийского плоскогорья; 2) поднятие Тавра и бассейны при¬
легающей части Средиземного моря.
Первая проблема является частью более общей проблемы строения и развития междугорий в Альпийско-
Гималайском подвижном поясе. В Альпийском поясе Европы междугорья типа Паннонского бассейна,
испытывающие устойчивые погружения, оказываются связанными с глубоководными бассейнами (система
107

Паданской впадины и Адриатического бассейна) или даже, возможно, превращаются в последние, если
выстроить следующий генетический ряд: рифты Эгейского региона, континентальный бордерленд вблизи
Сардинии, глубоководная котловина Тирренского моря. А восточнее, в Малой Азии, Иране и Тибете
межгорные сложные ансамбли неотектонических форм вовлекаются в общие цокольные поднятия ороге-
нических поясов. Центральноанатолийское плоскогорье, которое также является междугорьем, распо¬
лагается в той части Ирано-Малоазиатского орогенического пояса, где высота цокольной поверхности сос¬
тавляет 800-1000 м (рис. 2), а скат этой поверхности в сторону Эгейского моря обозначает границу двух
различных орогенических поясов - упомянутого выше и Альпийского пояса Европы [5]. При сходных
геологических структурах й, видимо, глубинном строении (наличие выступов или линз астеносферы) мы ви¬
дим столь разные тенденции развития: утонение или даже разрыв континентальной коры и, напротив,
консолидацию ("вызревание") материковой литосферы. Примечательно, что крайние восточные части
рифтов Эгейской системы, подходящие к подошве цокольного поднятия Малой Азии - примером служит
впадина Денизли, - обнаруживают черты противоречивого развития, в том числе, частных тектонических
инверсий в виде расчлененных ступеней-прилавков, сложенных неогеном (рис. 1).
Если обратиться непосредственно к грабенам прибрежной части Эгейского моря, то морфологический
анализ может дать ценные материалы для построения модели их развития. В частности, увеличение темпов
погружения грабенов с переходом их днищ в подводное положение, видимо, сопровождается их расширением
благодаря наложению на первичные узкие рифты систем краевых погруженных блоков, как это мы
наблюдаем, например, на восточных окраинах Азии [5]. Такие морфологические сопоставления могут быть
отправными для выяснения сущности рифтогенеза в Эгейском регионе: является ли он начальной стадией
раскола континентальной коры и последующего оформления задуговой глубоководной котловины, или
рифты Эгейского моря предшествуют образованию шельфового бассейна на утоненной континентальной
коре. Если мы имеем здесь обе эти тенденции развития, то пара "Эгейский регион - Анатолия" оказывается
уникальным полигоном для изучения взаимодействия разнотипных (или находящихся на разных стадиях раз¬
вития) молодых подвижных поясов на неотектоническом этапе.
Вторая упомянутая нами проблема является не менее интригующей: что представляет собой Тавр на
неотектоническом этапе развития? Полоса тектонического скучивания литосферы и сопряженного с ним
общего поднятия? Геологические материалы дают только такой ответ, и он справедлив для донео-
тектонической стадии развития. А на последней Тавр может представлять собой наклонно поднятую глыбу,
ограниченную с юга великим эскарпом и представляющую собой противоподнятие перед погружениями
шельфа и глубоководных котловин северо-восточной окраины Средиземного моря. Естественно, решить
этот вопрос можно лишь с помощью специального тектонического анализа рельефа.
И в заключение: эта полезная поездка в Турцию была осуществлена благодаря финансированию Рос¬
сийским фондом фундаментальных исследований (96-05-64773), финансовой поддержке со стороны орг¬
комитета симпозиума и весьма обязательному участию в решении всех проблем ученого секретаря орг¬
комитета доктора Ердина Бозкурта (Erdin Bozkurt), которому автор выражает особую признательность.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Third International Turkish Geology Symposium. Abstracts of oral and poster presentations. Ankara - Turkey:
Middle East Technical University, 31 August - 4 September, 1998. 359 p.
2. Third International Turkish Geology Symposium. Mid-Symposium Excursion B2. Geology of the Galatean
Volcanic Province, Turkey /Toprak V., Turkecan A. - Ankara: METV, 1998. 12 p.
3. Turkiye Jeomorfologi Haritasi (Geomorphological Map of Turkey), scale 1 : 1 000 000 / By Oguz Erol. Ankara:
MTA Kartografya Servisince, 1991.
4. Бауэр Э. Чудеса Земли. M.: Дет. лит., 1978. 128 с.
5. Уфимцев Г.Ф. Горные пояса континентов и симметрия рельефа Земли. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние,
1991.169 с.
Институт земной коры СО РАН Поступила в редакцию
29.09.98
108

XXIV ПЛЕНУМ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОЙ КОМИССИИ РАН
6-10 октября 1998 г. в г. Краснодаре состоялось Межгосударственное совещание - XXIV Пленум Гео¬
морфологической комиссии РАН по проблеме ’’Геоморфология гор и равнин: взаимосвязи и взаимодействия".
Эта фундаментальная в науках о Земле проблема издавна привлекает внимание геоморфологов.
Многообразие горных сооружений и их взаимоотношений с прилегающими равнинами выражается в раз¬
личных типах гор и предгорий: горы внутриконтинентальные, окраинноконтинентальные и океанические,
горы орогенических поясов, геосинклиналей и платформ, литосферных плит и микроплит, блоковые и
складчатые, сводовые и интрузивные, вулканические и насыпные. Различны горы и по истории развития -
воздымание нередко прерывается периодами покоя и денудационного выравнивания, бывают горы
регенерированные и возрожденные и т.д.
Основной труд по подготовке и проведению совещания взяла на себя кафедра геологии и геоморфологии
Кубанского государственного университета. К началу совещания был опубликован сборник тезисов докладов
(189 докладов ученых из 12 стран - Россия, Грузия, Узбекистан, Украина, Армения, Азербайджан, Киргизия,
Казахстан, Таджикистан, Словакия, Польша, Куба, Болгария). Тематика представленных тезисов
охватывала широкий круг вопросов теории формирования и динамики горных территорий и прилегающих
равнин, а так же прикладные аспекты — нефтепоисковая геоморфология, инженерно-геоморфологические и
экологические исследования.
В связи с финансовыми сложностями, как это сейчас бывает, далеко не все желающие смогли приехать в
Краснодар. В совещании приняли участие 90 специалистов из 18 научных центров, ВУЗов, институтов и
производственных организаций из 8 городов России и Украины. Было заслушано 26 научных докладов по
трем главным аспектам рассматриваемой проблемы: морфоструктура и геодинамика орогенных областей -
10 докладов; экзогенная морфодинамика - 9; экологическая и инженерная геоморфология гор и
предгорий - 6.
Организаторам совещания было ясно, что представленные новые материалы, какими бы они ори¬
гинальными ни были, будут содержать предмет дискуссии и не смогут до конца решить поставленные
проблемы. Не избежал этого и первый доклад, открывший совещание - Г.Ф. Уфимцева (Иркутск) - "Но¬
вейший тектонический этап: горы наступающие на равнины". Автор на большом фактическом материале по
крупным регионам Евразии проанализировал до сих пор слабо изученную тенденцию тектонической агрессии
гор, наступающих на равнины вдоль орогенных поясов различного типа и возраста.
В докладе Д.А. Лилиенберга (Москва) "Новые представления о закономерностях и механизмах совре¬
менной геодинамики морфоструктур Крыма, Кавказа и Каспия" были продемонстрированы доказательства
ритмичности новейшей и современной геодинамики, показаны противофазы поднятия-опускания в различных
частях Крымско-Кавказского региона.
С позиций традиционной геологии был проведен анализ морфотектоники дна морей средиземноморского
складчатого пояса в докладе В.А. Соловьева (Краснодар). Д.А. Тимофеев, Е.В. Лебедева и В.П. Чичагов
(Москва) в своем сообщении рассмотрели генезис асимметричных - односторонних гор, образующихся в
результате взаимодействия равнин и орогенов. Иной тип новейшего горообразования был проде¬
монстрирован Д.А. Тимофеевым и В.П. Чичаговым на примере особого типа наклонных предгорных равнин,
в результате сводово-глыбовых деформаций которых образуются пьедестальные горы, втягивающее в
поднятие смежные равнины. Анализ морфологических различий гор, формирующихся в разнотипных гео-
динамических условиях, был предложен в докладе Н.В. Макаровой, Н.И. Корчугановой и В.И. Макарова
(Москва). Ю.П. Селиверстов (Санкт-Петербург) предложил обсудить целесообразность выделения "мон-
тологии", или "орологии", в качестве особой науки о горах. Новые представления о морфоструктуре и
истории развития рельефа Кавказского региона представил С. А. Несмеянов (Москва).
Из докладов, раскрывающих вторую проблему, - экзоморфодинамику горных областей и прилегающих
равнин — отметим доклад Г.А. Постоленко (Москва) о геоморфологии речных долин и ее инженерно¬
геоморфологической оценке, а также сообщение Ф.А. Романенко (Москва) о термоденудации в горах и на
равнинах Заполярья. Н.Н. Назаров, Р.С. Чалов и А.В. Чернов (Пермь, Москва) проанализировали ос¬
новные закономерности морфодинамики речных русел в переходных областях от гор к равнинам,
а В.П. Чичагов остановился на особенностях эолового рельефообразования в системе горы - предгорья -
равнины.
Разнообразна была тематика докладов по инженерной и экологической геоморфологии. О.Ю. Крицкая
(Краснодар) остановилась на экологических аспектах хозяйственного освоения карстовых массивов в Пред¬
кавказье, а М.П. Жидков, Э.А. Лихачева и В.Г. Трифонов (Москва) проанализировали соотношения между
расположением активных разломов на Русской платформе с жизнедеятельностью городских поселений.
Особый интерес вызвали доклады кубанских ученых. Ю.В. Ефремов (Краснодар) в докладе Где проводить
границы Кавказа?" поднял дискуссию о критериях природного и неприродного районирования. В другом сво¬
ем сообщении он показал, что термин "импактные формы" может относиться не только к астроблемам и
109

метеоритным кратерам, но и к ударным воронкам, образующимся в горах в результате схода снежных лавин
и горных обвалов. О результатах мониторинговых наблюдений за гидродеформационным полем в Крас¬
нодарском крае доложил В.М. Шереметьев: А.А. Остапенко показал уникальность гипсовых пещер
Западного Кавказа как особых экосистем. Большое внимание вызвал доклад С.В. Величко, В.М. Мар¬
тыненко, Н.В. Резникова и др. "Геоэкологические исследования в Краснодарском крае". Были изложены
результаты многолетних инженерно-геологических и геоэкологических работ, которые показали, что в ре¬
гионе сложилась напряженная экологическая ситуация, которая, несмотря на спад производства, продолжает
ухудшаться. Авторы доклада предложили комплекс экологических программ на базе единого методического
подхода. Были сообщены также новые данные постоянных измерений поведения грунтовых и подземных вод
и дана экологическая оценка экстремальных ситуаций, вызванных их подъемом в последние годы в
Западном Предкавказье.
В целом прошедший в Краснодаре Пленум оставил обнадеживающее впечатление - геоморфологические
исследования продолжаются, усиливаются деловые контакты геоморфологов со специалистами в других
отраслях наук о Земле (инженерная геология, гидрогеология). На Пленуме не предполагалось подводить
итоги работы Геоморфологической комиссии. Однако горно-равнинная тематика XXIV Пленума, так или
иначе, звучала и на предыдущих Пленумах. В Краснодаре была сделана попытка выяснить
геоморфологические аспекты взаимных связей между горами и равнинами. Отрадно, что, как и раньше, в
совещании приняли активное участие молодые ученые. Стало ясно, что формируются новые научные
геоморфологические центры. На Северном Кавказе таким центром стал Краснодар - Кубанский
государственный университет, опирающийся на многолетние рабочие связи с местными геологическими
организациями.
В общей дискуссии по подведению итогов работы Совещания ряд выступавших (Д.А. Лилиенберг,
Г.Ф. Уфимцев, Д.А. Тимофеев, Ю.П. Селиверстов, В.П. Чичагов) отметили следующее: 1) научный уро¬
вень представленных в тезисах и заслушанных на совещании докладов вполне сопоставим с уровнем
крупных международных совещаний, а в некоторых отношениях и выше; 2) в России в последней четверти
XX в. идет активный процесс формирования новых творческих научных и научно-педагогических гео¬
морфологических центров; 3) в одном из таких новых формирующихся центров - в г. Белгороде - Гео¬
морфологическая комиссия РАН намечает в 2000 г. провести юбилейный XXV Пленум. Принципиальная
договоренность с Белгородским Педагогическим университетом имеется; 4) отечественные геоморфологи
приняли решение создать независимую Ассоциацию геоморфологов России при Русском Географическом
обществе. Инициатором этого движения стал Г.Ф. Уфимцев - известный иркутский геоморфолог.
Следуя многолетней традиции Пленумов Геоморфологической комиссии, на совещании был проведен
конкурс на избрание Мисс Геоморфология-98. Ею стала Татьяна Викторовна Харт - преподаватель
кафедры геологии и геоморфологии Кубанского университета, проведшая большую работу по подготовке и
проведению прошедшего Пленума.
После окончания заседаний (9-10 октября) была проведена научная экскурсия по маршруту Краснодар -
Геленджик - Абрау-Дюрсо - Новороссийск. Участники экскурсии пересекли северо-западный фланг Боль¬
шого Кавказа и познакомились с основными чертами рельефа, морфоструктуры и морфоскульптуры горной и
прибрежной части этого региона. Кубанские ученые во время экскурсии сообщали о новых материалах своих
исследований. В районе Абрау-Дюрсо экскурсанты с интересом осмотрели крупный сейсмообвал,
образовавший живописное озеро.
В целом XXIV Пленум прошел успешно и дал его участникам возможность сообщить коллегам о своих
исследованиях, обменяться необходимой новой информацией, завязать творческие и рабочие связи друг с
другом.
Ю.В. Ефремов, Д.А. Тимофеев, В.П. Чичагов
АССОЦИАЦИЯ ГЕОМОРФОЛОГОВ РОССИИ: ПЕРВЫЕ ШАГИ
На прошедшем XXIV Пленуме Геоморфологической комиссии РАН в г. Краснодаре в октябре 1998 г., во
время общей дискуссии автор этих строк предложил создать в составе Русского Географического общества
Ассоциацию геоморфологов России. Это предложение было поддержано, и Ученый совет Русского
Географического общества принял соответствующее решение.
У читателя, несомненно, возникнут два вопроса: "Зачем организовывать Ассоциацию? Почему она в
составе Русского Географического общества?" Вопросы естественные, в особенности первый. Дей¬
ствительно, мы располагаем мощным инструментом для организации русских (вернее, русскоязычных)
ПО

геоморфологов в форме Геоморфологической комиссии РАН. Результаты ее деятельности налицо: скоро
уже XXV Пленум, региональные совещания, Иркутский геоморфологический семинар по проблемам
теоретической геоморфологии и т.д.; комиссия по результатам и эффективности деятельности не имеет
аналогов во всем мире и полностью обеспечивает наши внутренние (и не только) потребности в творческом
общении и координации научных исследований. Она приспособлена к российской действительности с ее
государственной централизацией и, можно сказать, регулярным устройством нашего общества - ведь и
научные общества типа Минералогического и Русского Географического, входя в систему Академии наук,
были в сущности своей государственными учреждениями.
Но в эпоху реформ, которые в России привычно принимают придурочный оттенок, под визги о
необходимости построения цивилизованного общества (надо же такое придумать!), мы начинаем остро
ощущать необходимость запасного варианта... И, созданная Ассоциация геоморфологов России в отношении
Геоморфологической комиссии РАН, в известной мере, и является таковым.
Но у этой проблемы есть другая сторона. Как известно, существует Международная Геомор¬
фологическая ассоциация, каждые 4 года проводящая свои конференции; пятая из них будет в 2001-м году в
Токио. Эта ассоциация включает национальные сообщества геоморфологов, даже таковое из Зимбабве, но
не из России. Дело в том, что членами Международной Геоморфологической ассоциации могут быть только
неправительственные организации, а наша Геоморфологическая комиссия входит в РАН. С созданием Ас¬
социации геоморфологов России это препятствие убирается, и теперь остается только достать 100 долларов
для минимальных членских взносов и каким-то чудесным образом внести их в кассу Международной
Геоморфологической ассоциации...
Ответ на второй вопрос формулируется проще: организация Ассоциации геоморфологов России в составе
Русского Географического общества избавляет нас от процедуры государственной регистрации и близкого
общения с отечественными бюрократами и от сопутствующих финансовых потерь (да и терять пока нечего).
Кроме того, следует помнить о той исторической роли, которую сыграло Русское Географическое общество
в геолого-географическом изучении нашего Отечества и Земли в целом. И мы должны поддержать эту
славную традицию.
Создание Ассоциации геоморфологов России предполагает объединение отечественных специалистов в
неправительственную организацию и, соответственно, вхождение ее в Международную Геоморфо¬
логическую ассоциацию. Благодаря этому мы сможем в большей мере представлять результаты наших
исследований на международных встречах, получать более полную информацию о жизни международного
сообщества геоморфологов и при необходимости защищать интересы русских геоморфологов и их приоритет
в научных разработках. Не менее важно активное сотрудничество с Геоморфологической комиссией РАН в
организации и проведении ее пленумов и других встреч, которые сейчас приобретают особое значение для
всех русскоязычных геоморфологов. И, наконец, даже в это тяжелое время мы должны заранее думать об
организации международных экспедиций - для работы не в России, а за рубежом. Как известно, гео¬
морфология в России - наука не министерская, и это приучило нас и к самостоятельности, и к устойчивой
привычке делать большие дела при минимальной денежной поддержке. И поэтому мы должны создать
эффективно действующее научное товарищество. Сейчас Ассоциация геоморфологов России находится в
стадии организации, и по всем вопросам заинтересованные лица могут обращаться к автору этих строк по
адресу: 664033, Иркутск, ул. Лермонтова, 128, Институт земной коры СО РАН, тел. (3952) 465756, факс
(3952) 462900, электронный адрес: ufim<S)gpg. crust, irkutsk. ru
Г.Ф. Уфимцев
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 16.02.99
Подписано к печати 22.06.99 Формат бумаги 70 х 1001/,6
Офсетная печать. Уел. печ. л. 9,1 Уел. кр.-отт. 2,7 тыс. Уч.-изд. л. 12,0 Бум. л. 3,5
Тираж 296 экз. Зак. 2622
Адрес
редакции: 109017 Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 29
Институт географии РАН, тел. 238-03-60
Отпечатано в типографии "Наука", 121099, Москва, Шубинский пер., 6
112

Индекс 70215
«НАУКА»
ISSN 0435-4281 Геоморфология, 1999, JV° 3