Российская академия наук
ISSN 0435-4281
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
1994

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
РОССИЙСКАЯ
АКАДЕМИЯ
НАУК
МОСКВА
ЖУРНАЛ ОСНОВАН
В 1970 ГОДУ
ВЫХОДИТ
4 РАЗА В ГОД
ОКТЯБРЬ — ДЕКАБРЬ
№ 4 — 1994
СОДЕРЖАНИЕ
Борисевич Д. В. Древние долины Западной Европы	 3
Свиточ А. А., Янина Т. А. Строение и развитие дельты Волги .	 11
Дискуссии
Лазаревич К. С. Земная поверхность и ее дискретизация	 25
Экологическая геоморфология
Стурман В. И. О влиянии рельефа на загрязнение городской территории (на примере г. Ижевска) 29
Яцухно В. М., Кузьмин С. И., Качков Ю. П. Эколого-геоморфологическое обоснование аграр¬
ного природопользования (на примере холмисто-моренного рельефа)	 31
Научные сообщения
Аксенов А. А., Ионин А. С., Щербаков Ф. А. К геоморфологии побережья Охотского моря к се¬
веро-востоку от г. Охотска	 38
Аристархова Л. Б., Пряхина Е. А. Глубинное строение юга Прикаспийской впадины по геомор¬
фологическим и геофизическим данным	 44
Геворкян С. Г. К определению гидрологических характеристик древнего водного потока, проте¬
кавшего в марсианской долине Нергал	 51
Зайцев А. А., Савцова Т. М. Скульптурный и аккумулятивный рельеф врезанных русел рек Во¬
сточной Сибири и особенности его формирования			 58
Зорина Е. Ф., Любимов Б. П., Никольская И. И., Прохорова С. Д. Количественная оценка сов¬
ременной интенсивности овражной эрозии в бассейне Волги 	 64
Лодина Р. В., Хакимов С. К., Чалов Р. С. Современный русловой аллювий больших горных рек
Западного Тянь-Шаня и их притоков . 		'	 70
Ребриев Е. Г. Типы русел рек бассейна верхнего Пура				 77
Цыкин Р. А. Следы карбонатного карста Северного Таймыра 		 82
Чичагов В. П. Деструктивный рельеф Гобийского пенеплена в Юго-Восточной Монголии . .	85
Хроника
Филлипс Дж., Ренвик В., Трофимов А. М. Уроки Бингхамтонского симпозиума ......	100
Рецензии
Тимофеев Д. А., Чичагов В. П. Еще одно приближение к познанию эрозии почв	 104
Лымарев В. И. Берега Мирового океана в современном освещении		 106
Содержание № 1—4, 1994 г	 109
С) Российская академия наук.
Отделение океанологии, физики атмосферы и географии РАН.
Институт географии РАН, 1994 г.
1

GEOMORPHOLOGY
RUSSIAN
ACADEMY
OF SCIENCES
MOSCOW
QUARTERLY
FOUNDED 1970
OCTOBER — DECEMBER
№ 4 — 1994
CONTENTS
Borisevich D. Y. Ancient valleys of Western Europe	 3
Svitoch A. A., Yanina T. A. The Volga delta — structure and evolution	 11
Discussion
Lazarevich K. S. The Earth surface and its discrete evaluation	 25
Environmental geomorphology
Sturman V. I. On the topographic control of the urban territory pollution (with special reference to
Izhevsk)	 29
Yatsukhno V. M., Kuzmin S. L, Kachkov Yu. P. Environmental-geomorphological studied as a basis
of agricultural land use (with special reference to hilly morainic topography)	 31
Short communications
Aksenov A. A., Ionin A. S., Shcherbakov F. A. On the geomorphology of the Okhotsk Sea coast
north-east of the city of Okhotsk	 38
Aristarkhova L. B., Pryakhina E. A. Deep structure of the southern Caspian Lowland according to
geomorphological and geophysical data 		 44
Gevorkyan S. G. On the determination of hydrological characteristics of ancient stream which flowed
in the Nergal valley on Mars	 51
Zaitsev A. A., Savtsova T. M. Sculptural and alluvial landforms of incised channels in East Siberia:
special features of the relief formation	 58
Zorina E. F., Lyubimov В. P., Nikolskaya 1.1., Prokhorova S. D. Quantitative estimation of the
recent gully erosion rate in the Volga drainage basin 		 . .	64
Lodina R. V., Khakimov S. K., Chalov R. S. Recent channel alluvium of large mountain rivers and
their tributaries in the Western Tien-Shan 	 70
Rebriev E. G. Types of river channels in the Upper Pur drainage basin	 77
Tsykin R. A. Evidences of carbonate karst on Northern Taimyr	 82
Chichagov V. P. Destructional relief of the Gobi peneplain in South-Eastern Mongolia 	 85
Chronicles
Phillips J., Renwick V., Trofimov A. M. Lessons from the Binghampton Symposium 	 100
Reviews
Timofeev D. A., Chichagov V. P. One more step towards understanding soil erosion	 104
Lymarev V. I. Recent views on the World Ocean coasts	 106
Contents, n 1—4, 1994 		 109
2

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№4
1994
УДК 551.4.072(4)
© 1994 г. Д. В. БОРИСЕВИЧ
ДРЕВНИЕ ДОЛИНЫ ЗАПАДНОЙ ЕВРОПЫ
С 50-х годов текущего столетия, когда впервые было установлено, что на
Урале долины рек унаследованно развивались начиная с поздней юры и в их
пределах сохранились террасы олигоценового и позднемелового возраста [ 1—3],
мезозойские долины были обнаружены и изучены на Украинском щите [ 4], в
Казахстане [ 5], на Восточно-Сибирской платформе [ 6] ив Австралии [ 7, 8]. В связи
с этим выглядит странным то обстоятельство, что в Западной Европе, несмотря на
ее хорошую изученность, мезозойские долины привлекают мало внимания гео¬
морфологов.
Однако в многочисленных работах имеются указания на существование выше
уровня плейстоценовых долин каких-то форм, которые в Рейнских Сланцевых горах
выделяются под названием «широких трогов», а в Центральном Французском
массиве — под названием «реплат». В Англии в Северо-Западном Уэльсе
Г. Р. Уилкинсон и С. Грегори выявили выше уровня современных долин, например
р. Ди, широкие (до 3—4 миль) плоские древние долины. Подобные же широкие и
плоские долины описаны А. Яном [9] в польской части Судет. В одной из своих
последних работ Ю. Бюдель [10] указывает, что «широкие троговые поверхности»,
которые он считает «широкими террасами древней генерации», распространены в
долинах бассейнов Рейна, Дуная и Альпийского форланда и констатированы
многими исследователями, но не подвергались сколько-нибудь серьезному изу¬
чению, в связи с чем ни их генезис, ни их возраст не были установлены.
Бюдель отмечает, что в долинах Рейна и Дуная прослеживаются два уровня
«террас древней генерации», а в более мелких долинах, например в долинах рек
Неккер и Майн,— только нижняя из них. С разрезом аллювия этой нижней
террасы Бюдель ознакомился в верховьях Майна, в районе Кульбаха. Мощность
ее аллювия достигает 6—7 м, и он представлен белыми глинами с прослоями
кварцевых галечников. Анализ глин показал, что они содержат 53% каолинита,
22% иллита, 21% вермикулита и ~5% кварца. Эти данные свидетельствуют, что
аллювиальные образования террасы произошли от перемыва древней латеритной
коры выветривания. Бюдель отнес образование этой террасы к самому началу
плейстоцена (2,5—0,8 млн. лет назад) и считает, что она возникла в результате
процесса селеобразного «расплывания» коры выветривания, который наблюдает¬
ся в настоящее рремя в субтропических областях. Возраст террасы Бюдель опре¬
делил исходя из представлений, что ее образованию предшествовал этап, выде¬
ленный им под названием «генерации рельефа 1», который продолжался непре¬
рывно с позднего мела до среднего плиоцена включительно, когда в условиях
тропического климата и образования латеритной коры выветривания
происходило «по механизму двойного выравнивания» формирование поверхности
выравнивания, увенчивающей современные водоразделы. Поэтому образование
двух широких террас «древней генерации» он относит к «генерации рельефа 2а и
26», формировавшейся позднее — с середины плиоцена до начала плейстоцена.
з

Представления Бюделя о непрерывном образовании латеритной коры вы¬
ветривания с позднего мела до плиоцена включительно ошибочны.
Сейчас выяснено [11, 12], что латеритная кора выветривания, развитая на пене-
пленизированной поверхности всех материков от юга Африки до Скандинавии и от
юга Южной Америки до Канады, имеет позднемеловой возраст. Благодаря успехам
в изотопном определении палеотемператур установлено, что жаркий тропический
климат, с которым связано образование латеритной коры выветривания не только в
тропиках, но и в средних и высоких широтах, существовал лишь в конце мела. Он,
как выяснили К. Кальдера и М. Рамино [13], связан с выделением углекислого газа
из суперплюма, поднявшегося к поверхности Тихого океана в конце позднего
мела, когда в атмосферу поступило количество С02, превышающее современное
значение в 7—14 раз, что привело к созданию парникового эффекта. Как указы¬
вают А. С. Монин и Ю. А. Шишков [14], в это время на Земле не существовало
ледников и даже не происходило образования льдов в полярных областях. Разность
температур между полярными и экваториальными областями не превышала 15—16°,
в то время как сейчас она равна 50—60°.
Этот уникально теплый климат без сколько-нибудь выраженной климатичес¬
кой зональности объясняет ранее непонятный факт образования латеритной коры
выветривания на раннемеловой поверхности всех континентов от экватора до
полярных широт. Следующая эпоха потепления приурочена к концу эоцена, но
тогда в средних широтах климат был жарким и аридным, в связи с чем в Европе,
Африке и Австралии на палеогеновой поверхности выравнивания сформирова¬
лась кремнистая кора выветривания (силькреты) [11,12].
В последнее время в Европе все большее количество исследователей подтвер¬
ждают позднемеловой возраст древней латеритной коры выветривания. Возраст
латеритной коры выветривания, залегающей на пенепленизированной поверх¬
ности Судет, А. Ян [9] определяет как позднемеловой. Меловой возраст коры
выветривания на Крушногорских горах Чехии В. Крал [ 15] считает достоверно
установленным. Недавние исследования К. Бергстрёма в Южной Фенноскандии
[16] и И. Баттиану-Куеней [17] в Уэльсе также привели их к заключению о
позднемеловом возрасте древней латеритной коры выветривания. Поэтому можно
утверждать, что каолиновый состав аллювия нижней из «широких террас» Майна
произошел от перемыва не плиоценовой коры выветривания, как считает Бюдель,
а позднемеловой коры. Очевидно, Бюделю не были известны данные Е. Куртца
[ 18], рассмотренные Ф. Махачеком [ 19]. Е. Куртц установил еще в 1931 г., что на
нижней из двух «широких троговых поверхностей» Рейнских Сланцевых гор и
Арденн залегают галечные отложения, выделяемые под названием валлен-
дарских, представленные кварцевыми песками и глинами с частично погребенной
в них мощной глинистой корой выветривания раннетретичного возраста. Е. Куртц
выяснил, что «валлендарские» отложения прослеживаются начиная от верховьев
долины р. Мозель, расположенных в Саарской области, через районы Трира и
Эйфеля вплоть до долины Рейна и далее по ней до Кёльнской впадины, где
«валлендарские» отложения переходят в дельтовые и переслаиваются с олигоце-
новыми морскими песками, подстилаемыми глинистыми выветрелыми толщами.
Хотя Ф. Махачек и приводит данные Куртца, достоверно свидетельствующие
о том, что нижняя из «широких троговых поверхностей» является олигоценовой
террасой, но господствовавшие в то время представления о молодости (не старше
плиоцена) рельефа были настолько укоренившимися, что он их не принимает во
внимание и возраст как нижней, так и верхней «широких троговых поверхностей»
Рейнских Сланцевых гор считает плиоценовым.
Так как «валлендарская» терраса является нижней из «широких троговых повер¬
хностей», аналогичной нижней из «террас древней генерации» долины Майна, и ее
аллювий, как и этой террасы Майна, представлен перемытым материалом древней
коры выветривания, есть все основания считать возраст соответствующей террасы
Майна не раннеплейстоценовым, как предполагал Бюдель, а олигоценовым.
«Валлендарская» (олигоценовая) терраса Рейнских Сланцевых гор (нижняя
4

«широкая троговая поверхность») и располагающаяся над ней верхняя
«широкая троговая поверхность» приурочены к отметкам от 320 до 400 м над
у. м. По высоте верхняя «троговая поверхность» почти совпадает с позднеме¬
ловой поверхностью выравнивания этих гор, отметки которой колеблются от
400 до 450 м над у. м. Позднемеловая поверхность покрыта плащом мощной
латеритной коры выветривания, образование которой проводивший здесь недавно
исследования И. Биркенхауэр [20] относит к границе позднего мела — палеогена.
Долинная сеть Рейнских Сланцевых гор, включая «широкие троги», имеет орто¬
гональный характер, и одни участки долин располагаются в межгорных
понижениях, а другие — пересекают хребты, возвышающиеся над раннемеловой
поверхностью выравнивания, эпигенетическими долинами прорыва.
Рельеф Рейнских Сланцевых гор типично «аппалачский» и идентичен рельефу
Урала. Верхняя «широкая троговая поверхность» также является террасой, так
как Ф. Махачек указывает, что она протягивается вдоль современных долин
Рейнских Сланцевых гор, представляет эрозионную плоскость выравнивания и
усыпана кварцевым галечником. Естественно возникает вопрос: если в аллювии
плейстоценовых террас современных речных долин Рейнских Сланцевых гор
присутствует галька из всех пород герцинского основания, развитых в их бассей¬
нах, то чем объяснить тот факт, что в высоких террасах этих же долин, вырабо¬
танных в тех же породах герцинского фундамента, аллювий содержит только
кварцевую гальку?
Ответить на этот вопрос может помочь сравнение древних долин Западной
Европы с хорошо изученными долинами Урала, где также выше четвертичных
долин с террасами, галечный состав которых отражает все разнообразие пород,
встречающихся в бассейнах их питания, располагаются широкие и плоские
древние долины, аллювий которых содержит только кварцевую и кварцитовую
гальку.
В связи с поисками россыпных месторождений алмазов, проводившихся
Уральской алмазной экспедицией в течение 20 лет (с 1938 по 1958 гг.), аллювиаль¬
ные отложения как четвертичных, так и более древних террас были вскрыты
десятками тысяч шурфов и прослежены вдоль долины р. Чусовой и всех ее
притоков, а на Южном Урале — вдоль долины р. Белой. Это позволило составить
продольные профили террас по всем этим долинам [ 1—3]. Характер как продоль¬
ного профиля террас долин Урала, так и их поперечного сечения можно проде¬
монстрировать на примере долины р. Усьвы, правого притока р. Чусовой (рис. 1, 2).
Кстати, этот поперечный профиль через долину Усьвы, расположенный на ее
широтном отрезке в районе пос. Вилуха,— один из немногих случаев, когда одной
линией шурфов были вскрыты одновременно разрезы аллювиальных отложений
всех восьми надпойменных террас, развитых в долинах рек западного склона
Урала. Этот профиль интересен еще и тем, что здесь в аллювии пятой террасы
был обнаружен комплекс пыльцы олигоценового возраста, а в отложениях седь¬
мой — споры и пыльца позднеюрско-раннемелового возраста.
На профиле видно, что древняя долина имеет здесь ширину до 2 км, а врезан¬
ная в ее днище более молодая долина ~600 м. На склонах молодой долины
прослеживаются четыре террасы и столько же террас на склонах древней. Хотя
бровки и тыловые швы древних террас сглажены, плотики и аллювиальные
отложения хорошо сохранились. Возраст трех нижних террас, аллювий которых
содержит гальку всех разнообразных пород, развитых в бассейнах рек западного
склона Урала, плейстоценовый. На основе многочисленных фаунистических дан¬
ных, а также по увязке плейстоценовых террас р. Урал с морскими террасами
Каспия, возраст первой террасы определен как хвалынский, второй — как ха¬
зарский и третьей — как бакинский. Отложения четвертой террасы также имеют
разнообразный состав галечного материала, но отличаются красной окраской и
присутствием железомарганцевых оолитов. В отложениях четвертой террасы рек
Сылва и Иргин обнаружена фауна моллюсков акчагыльского (плиоценового)
возраста. Ниже по течению р. Белой аллювиальные отложения сменяются дель-
5

Рис. 1. Продольные профили террас долины р. Усьва, Римскими цифрами обозначены порядковые номера надпойменных
террас.
1 — продольные профили террас. Обнажение аллювия с галечным материалом: 2 — однообразного фсварц, кварцит) состава,
3 — разнообразного состава. Шурфы, вскрывшие аллювий с галечным метериалом: 4 — однообразного (кварц, кварцит)
состава, 5 — разнообразного состава. Находки пыльцы: 6 — олигоценового возраста, 7 — раннемелового возраста

Рис, 2. Поперечный профиль долины р. Усьва в районе пос. Вил уха 1 — шурфы. Аллювий с галечным материалом: 2 —
однообразного (кварц» кварцит) состава, 3 — разнообразного состава; 4 — кварцевые пески; 5 — суглинки и глины. Находки
пыльцы: б — олигоценового возраста, 7 — раннемелового возраста

товыми и морскими отложениями акчагыльского возраста, что указывает на связь
формирования этой террасы с акчагыльской трансгрессией Каспия.
Аллювиальные отложения пятой террасы представлены кварцевыми песками,
галечниками, белыми каолиновыми глинами и содержат пропластки лигнитов. По
находкам в лигнитах пней и древесины Taxodioxylon sequoianum, Cupressinoxilon
sp., Pterocarya sp., Tilia sp. и других растений и многочисленным пыльцевым
анализам, в которых обнаружена как пыльца перечисленных выше видов, так и
Juglandaceae, Hicoria, Rhus, Fagus, Tsuga, возраст аллювия пятой террасы опреде¬
лен как олигоценовый. Кроме того, наблюдается примесь пыльцы и спор меловой
растительности (Picea mesophytica, Coniferae, Sequoia, Monoptycha Naum., Dypticha
Naum., Gingko, Ketaleeria), попавших в олигоценовые отложения пятой террасы
при размыве аллювия более древних шестой, седьмой и восьмой террас.
Литологический состав глинистой фракции аллювия олигоценовой террасы пред¬
ставлен каолинитом (до 60%), иллитом (до 25%) и кварцем (до 10—15%), что
свидетельствует о его образовании за счет перемыва каолиновой коры вы¬
ветривания. Это подтверждается исследованиями под электронным микроскопом,
установившими, что каолин представлен не первичным, а переотложенным ма¬
териалом. Аллювий шестой, седьмой и восьмой террас отличается от аллювия пятой
террасы своей пятнистой окраской в белые, лимонно-желтые, оранжевые, красные и
светло-фиолетовые цвета и наличием в нижних горизонтах аллювия конкреций
бурого железняка, образующих местами мелкие железорудные месторождения. Хотя
аллювий верхних террас содержит только кварцевую и кварцитовую гальку, в
горных выработках видно, что ранее галечный состав был более разнообразным и
включал гальку самых различных пород, развитых в бассейнах питания рек Чусовой
и Белой. Но этот аллювий подвергся настолько интенсивному выветриванию, что
галька гранитов превращена в округлые гнезда каолина, в которых кристаллы
кварца сохранили свое исходное положение; нацело выветрена галька из сланцев,
превращенная в гнезда каолина, в которых благодаря образованию иллита сохраня¬
ется сланцеватая структура. Если галька сланцев содержала прожилки кварца, то их
округленные и сглаженные концы совпадают с контурами гнезда, заполненного
каолином выветрелой гальки. Даже галька кремней нацело выветрена и превращена
в округлые гнезда, заполненные пылевидным кварцем (маршалитом). При исследо¬
ваниях при электронным микроскопом видно, что каолин, заполняющий места
бывших галек гранита и сланцев, имеет первичный характер и образовался in situ.
Нацело выветрена не только толща аллювия трех верхних террас, мощность
которого в каждой из них составляет 7—10 м, но и подстилающие его коренные породы
каолинизированы на глубину 15—20 м, так что общая мощность коры выветривания
достигает 25—30 м. И по характеру, и по мощности кора выветривания аллювия трех
верхних террас не отличается от коры выветривания, покрывающей раннемеловую
поверхность выравнивания, развитую на междуречьях Урала, возраст которой на том
основании, что она и на восточном и на западном склоне перекрывается морскими
верхнемеловыми отложениями, определен достоверно. Поэтому и возраст трех
верхних террас был определен как допозднемеловой [1].
В дальнейшем мезозойский возраст этих террас получил прямое подтверж¬
дение [ 2]. В образцах аллювия седьмой террасы в верхнем, среднем и нижнем
течении р. Усьва в местах, отмеченных на продольном профиле ее террас (рис. 1),
была обнаружена пыльца цикадовых родов Zonoptycha, Monoptycha и Trilistrium и
хвойных Psophosphaera и Oedomasaccus, свидетельствующая, по мнению палино¬
лога С. Н. Наумовой, проведшей пыльцевой анализ, о позднеюрском — раннеме¬
ловом возрасте аллювия этой террасы.
В образцах из аллювия седьмой террасы среднего течения Чусовой С. Н. Наумова
и А. А. Егорова также обнаружили пыльцу хвойных типа Oedemosaccus Naum.,
трехлопастную пыльцу рода Trilistrium Naum, и споры рода Stenozonotriletes,
характерные для позднеюрских — раннемеловых отложений [2, 3]. Переотложен-
ная мезозойская пыльца присутствует и в олигоценовых отложениях.
Остается еще отметить, что поверхность восьмой террасы близ ее тылового шва
8

сливается с раннемеловой поверхностью выравнивания междуречий западного
склона Урала, которая постепенно повышается по мере удаления от края террасы
к водоразделам, где даже ее высшие точки превышают уровень террасы лишь на
20—30 м. Это свидетельствует о том, что реки, протекавшие на уровне восьмой
террасы, служили базисом денудации при выработке раннемеловой поверхности
выравнивания и, следовательно, терраса — реликт ее гидрографической сети. Подт¬
верждением этого является согласованность изменения высотного положения ранне¬
меловой поверхности выравнивания и восьмой террасы при прослеживании их от
верховьев к низовьям долин. Например, в верховьях р. Чусовой в районе Полевского
завода восьмая надпойменная терраса залегает на абсолютной высоте 380—390 м,
а раннемеловая поверхность выравнивания на отметках 390—420 м. В среднем
течении р. Чусовой высота восьмой террасы уменьшается до 330—340 м, а ранне¬
меловой поверхности выравнивания — до 340—380 м, и, наконец, в низовьях
восьмая терраса лежит на высоте 280 м, а высшие точки раннемеловой поверх¬
ности достигают 310—320 м.
На Урале над основной поверхностью междуречий, представляющих собой
раннемеловой пенеплен, возвышаются останцовые хребты высотой 200—300 м,
приуроченные к выходам пластов устойчивых пород. Эти хребты имеют
меридиональную ориентировку, соответствующую простиранию складок
герцинского фундамента. Поэтому реки приобретают коленчатые очертания, то
протекая вдоль межгорных депрессий, то принимая широтное направление и
пересекая хребты эпигенетическими долинами прорыва.
Как видим, рельеф Урала и Рейнских Сланцевых гор идентичен. Не вызывает
сомнений, что «валлендарская» терраса и по своему возрасту, и по литологическому
характеру аллювия соответствует пятой террасе рек западного склона Урала. Поэ¬
тому есть все основания предполагать, что верхний из «широких трогов» Рейнских
Сланцевых гор является аналогом верхней террасы рек Урала. В пользу этого можно
привести еще несколько фактов. Ф. Махачек [19] приводит данные Шульца, который
установил, что вдоль долины Дуная, начиная от Пассау, выше современной долины
прослеживаются две взаимосвязанные поверхности высотой 400—460 и 500—580 м.
Нижнюю из них, покрытую кварцевыми галечниками, он считает днищем пра-Дуная,
а говоря о верхней, отмечает, что ее отложения интенсивно каолинизированы. Этот
факт позволяет предположить, что как по литологическим особенностям, так и по
возрасту верхняя терраса Дуная соответствует мезозойским террасам долин Урала.
Кстати, можно отметить еще одно обстоятельство. Выше были приведены данные
Г. Р. Уилкинсона и С. Грегори, установивших существование на склонах широких
(до 3—4 миль) древних долин Уэльса четырех террас, что является уже полной
аналогией с древними долинами Урала.
О том, что в Рейнских Сланцевых горах и Арденнах действительно сохранились
мезозойские отложения, свидетельствуют и прямые данные — находка в терриген-
ных отложениях Арденн костей игуанодонта Bernissart, сделанная Л. Вуазеном[ 21],
а также и присутствие в них остатков флоры Waldenienne.
В пользу мезозойского возраста древних долин можно привести еще одно
доказательство, основанное уже на чисто геоморфологических данных. Выше
отмечалось, что самая верхняя (восьмая) терраса долин Урала располагается
практически на уровне раннемеловой поверхности выравнивания, а это свиде¬
тельствует о том, что реки, протекавшие на уровне восьмой террасы, служили
базисом денудации для формирования раннемеловой поверхности выравнивания
и уже существовали в раннем мелу.
В польской части Судет А. Ян [ 9] установил, что развитая на них раннемеловая
поверхность выравнивания приурочена к локальным базисам денудации —
днищам древних речных долин, имевших более пологий и плавный продольный
профиль, чем современные долины. Аналогичные данные приводит и Ф. Махачек
[19, с. 106] для древних долин Рейнских Сланцевых гор. Он констатирует, что по
восточному краю Кёльнской впадины опустившиеся участки пенеплена вместе с
покрывающей его корой выветривания, возможно, включены в троговую поверх¬
9

ность. Так как Махачек относил время формирования вершинной поверхности
Рейнских Сланцевых гор к плиоцену, вон считал, что обе «широкие троговые
поверхности» также сформировались в плиоцене и относятся к «мертвому»
плиоценовому ландшафту поверхности Рейнских Сланцевых гор.
Сейчас достоверно доказан раннемеловой возраст этой поверхности; следова¬
тельно, и «широкие троговые поверхности» являются долинами не плиоценового, а
раннемелового ландшафта. Это подтверждается тем, что, как и на Урале, верхняя
троговая поверхность располагается на абсолютной высоте 400 м, а раннемеловая
поверхность — на высотах от 400 до 450 м и, следовательно, реки, создавшие «верх¬
нюю троговую поверхность», т. е. верхнюю террасу древних долин, являлись базисом
денудации при формировании этой раннемеловой поверхности выравнивания.
И в Центральном Французском массиве, как выяснил Э. Мартонн [ 22], древние
долины, известные под названием реплат, сформировались в то время, когда
закончилась выработка его пенепленизированной поверхности и тропические
текучие воды переносили элювиальные продукты к предгорьям.
Все приведенные выше данные дают основание считать, что долины рек Запад¬
ной Европы, как и долины рек Восточной Европы, Сибири и Австралии,
развивались унаследованно, по крайней мере с раннего мела.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Борисевич Д. В. Геоморфология и история развития рельефа бассейнов среднего и нижнего течения
р. Чусовой//Тр. Ин-та геогр. АН СССР. 1948. Вып. 39. С. 40—51.
2.	Борисевич Д. В. Поверхности выравнивания Среднего и Южногр Урала и условия их
формирования//Вопросы географии. М.: Географгиз, 1954, № 36. С. 182—206.
3.	Борисевич Д. В. Геоморфология, мезозойские и кайнозойские отложения и новейшая тектоника
Урала. М.: Изд-во ВИНИТИ, 1990. 401 с.
4.	Гойжевский А. А. Унаследованные речные долины Украинского щита//Геоморфология. 1983. № 2.
С. 63—67.
5.	Сваричевская 3. А., Клюшкин В. В., Скублова Н. В. История развития долин Центрального
Казахстана//История развития речных долин и пробл. мелиорации земель. Западная Сибирь и
Средняя Азия. Новосибирск, 1979. С. 66—72.
6.	Пельтек К. И., Табацкий И. М. К истории формирования рельефа зоны сочленения Сибирской
платформы и Западно-Сибирской плиты//История развития речных долин и пробл. мелиорации
земель. Сибирь и Дальн. Воет. Новосибирск, 1979. С. 93—100.
7.	Fairbridge R. W., Finkl С. W. Geomorphic analysis of the rifted cratonic margins of Western Australia//Z.
Geomorphol. N. F. 1978. B. 22. № 4. P. 369—389.
8.	Van de Graff W. J. E., Crowe R. W. A., Bunting /. A., Jackson M. J. Relict Earli Cainozoic drainages in
arid Western Australia//Z. Geomorphol. 1977. B. 21. № 2. P. 379—400.
9.	John A. Clowne cechy i wiek Rzezly Sudetiow//Czasopismo geographizne. 1980. 51. № 2. B. 128—154.
10.	Budel J. Reliefgenerationen und Klimageschichte in Mitteleuropa.//Z. Geomorphol. Suppl. B. 33.1979. P. 1—15.
11.	Борисевич Д. В. История развития рельефа материков — фрагментов Гондваны. М.: Наука, 1985.
117 с.
12.	Борисевич Д. В. Взаимозависимость развития рельефа материков и дна океанов//Геоморфология.
1993. № 1. С. 3—15.
13.	Caldera К., Ramino М. R. The mid-Cretaceous super plum, and global warming//Geophys. Res. Lett.
1991. V. 18. № 6. P. 987—990.
14.	Монин А. С., Шишков Ю. А. История климата. Л.: Гидрометеоиздат, 1979. 407 с.
15.	Krai V. Silcretes and their relationship to planation surfaces in western Bohemia//Ab. Cs. Spolec. zemer.
1976. 81. № 1. P. 19—22.
16.	Bergstrom K. L. Pre quaternary geomorphological evolution in Fennoscandia//Series geologiska
undesokhing. Ser. NB. 785. 1982. 202 p.
17.	Battianu-Cueney Y. Le Pays-de-Calles: un «Massif ancien» de la morge atlantique//Hommes et Terras
Nord. 1981. №3. P. 13—29.
18.	Kurtz E. Die Spuren einer ober oligozanen Mosel von Trier zur Kolner Bucht//Z. Dtsch. Geol. Ges. 1931. 83.
19.	Махачек Ф. Рельеф Земли. M.: Изд-во иностр. лит., 1959. Т. 1. 624 с.
20.	Birkenhauer J. Zum Stand der Untersuchungen uber die Reliefentwicklung im zentralen
Rheintschegebirge//Z. Geomorphol. 1979. Suppl. 33. P. 194—205.
21.	Voisin L. Quelques idees sur la morphologie de L’ardenne ocsidentale//Hommes et Terres Nord. 1982.
№ 3. P. 39—50.
22.	Мартонн Э. Физическая география Франции. M.: Изд-во иностр. лит., 1950. 468 с.
Институт океанологии РАН
Поступила в редакцию
20.10.93

ANCIENT VALLEYS OF WESTERN EUROPE
D. V. BORISEVICH
Summary
In Western Europe many researchers noticed broad surfaces above modern valleys; they are known in
Rheinisches Schiefergebirge as «broad trough surfaces» (two levels), and in the Central Massif of France as
«replats» capped with quartz gravels. However neither their genesis nor age have been established. A
comparison with ancient valleys of the Urals brings the author to the conclusion that lower level of the «broad
trough surfaces» is an Oligocene terrace, while the upper one is a terrace dated to Pre-Cretaceous time.
УДК 551.435.126(282.247.41)
© 1994 г. А. А. СВИТОЧ, T. А. ЯНИНА
СТРОЕНИЕ И РАЗВИТИЕ ДЕЛЬТЫ ВОЛГИ1
Современная дельта Волги представляет крупную и сложно построенную природ¬
ную систему, испытывающую в настоящее время воздействие ряда негативных
факторов, связанных с резким подъемом уровня Каспия в последние 15 лет. Затоп¬
лены обширные участки морского края дельты, в смежных районах отмечаются
подтопление и подъем уровня грунтовых вод, миграция зон аккумуляции и размы¬
ва. При таких темпах трансгрессии моря современная дельта Волги исчезнет
через два-три десятка лет. В сложившейся обстановке эффективность осуществ¬
ляемых и предполагаемых природо- и хозяйственноохранных мероприятий в
значительной степени зависит от знания геолого-геоморфологического строения
дельты и истории ее развития. Известно, что в процессе взаимодействия Волги и
Каспия сходные ситуации возникали неоднократно, адекватной была и реакция
этих природных систем, отраженная в строении и рельефе устьевой части волж¬
ской долины.
В геологическом отношении дельта Волги располагается на границе южных
районов Прикаспийской впадины и складчатых сооружений вала Карпинского, в
пределах крупного Астраханского поднятия, состоящего из ряда локальных
структур. Для территории характерно наличие мощного покрова практически
недислоцированных новейших отложений, верхняя часть которого относится к
плейстоцену и состоит из разнообразных литогенетических фаций пород с господ¬
ством песчано-глинистых осадков древнекаспийских трансгрессий. Мощность
четвертичных отложений в дельте составляет несколько десятков метров,
максимальная мощность, равная 364 м, отмечена в скв. 3567, пробуренной в
западной части дельты.
Геологические, геоморфологические и палеогеографические исследования
дельты Волги немногочисленны, из них в первую очередь следует отметить
«пионерные» работы П. А. Православлева [1] и А. А. Богданова [ 2], предельно
аргументированный коллективный труд «Геология дельты Волги» [3], работы
Е. Ф. Белевич [ 4—6], О. К. Леонтьева [7] и В. А. Николаева [ 8—10].
Геологический разрез четвертичных осадков волжской дельты отличается
большой полнотой и включает все основные подразделения плейстоцена (рис. 1).
Нижнечетвертичные отложения представлены осадками бакинской трансгрессии
и вскрываются скважинами на отметках —90 -г- 75 м абс. высоты. По составу это
глины серые, иногда коричневые, плотные, с прослоями песка. В Астраханской сква-
1 Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных иссле¬
дований (код 93-05-0982).
Г1

Рис, 1, Сводный разрез четвертичных отложений дельты
1 — глина, 2 — ил, 3 — суглинок, 4 — супесь, 5 — алевролит, 6 — песок, 7 — галька, 8 — растительные остатки и раковины
моллюсков, 9 — границы между толщами

жине «Востокнефти» в глинах определена фауна редких Didacna rudis, D. baeri, Dreis-
sena rostriformis, Dr. polymorpha, Micromelania curta, Neritina (Theodoxus) fluvialis.
В восточной части дельты по материалам картировочного бурения «Союзбур-
газа» в основании бакинской толщи лежит глина зеленовато-серая, вверху розо¬
во-коричневая, плотная, песчанистая. В отложениях многочисленны руководящие
виды бакинских дидакн (D. catillus, D. parvula, D. rudis), пресноводные и солонова¬
товодные остракоды обедненного состава: Caspiolla gracilis, Cytherissa bogatschovi,
Bacunella dorsoarcuata, Cytherissa neptatsoholana, Leptocythere var. frequi, L.
marpha и др. Выше отмечается горизонт размыва из гравелита, переходящий в
глину мергелеподобную, содержащую D. catillus, а также Dreissena rostriformis, Dr.
Velekenica, Clessiniola sp., Theodoxus pallasi и остракоды Bacunella dorsoarcuata,
Cytherissa bogatschovi var. triformis, Leptocythere marpha и др. Мощность
бакинских отложений 30—40 м, максимальная превышает 300 м. Бакинские отло¬
жения дельты относятся к двум регрессивным фазам бассейна, когда-то распола¬
гавшегося на отметках существенно ниже современного уровня Каспия. Учиты¬
вая, что широко развитые в Нижнем Поволжье сингальские отложения в дельте
не установлены, не исключено, что верхняя пачка бакинских осадков, вскрытая
скважинами «Союзбургаза», одновозрастна им.
Среднечетвертичные отложения дельты представлены исключительно образо¬
ваниями хазарской трансгрессии, начавшейся с середины плейстоцена и продол¬
жавшейся до начала позднего плейстоцена. Осадки залегают с глубины 10—12 м
(—30 -т- 35 м абс. высоты). По составу они в основном глинистые, образующие
первый от поверхности выдержанный водоупорный горизонт. Их мощность не
превышает 40—50 м. Отмечается два типа построения хазарского разреза.
1.	В верхней части лежат глины, подстилаемые песками. Глины в разной
степени песчанистые, часто илистые, имеют разнообразную, преимущественно
серую, окраску. Лежащие в основании пески — мелкозернистые, серые, часто
глинистые.	9
2.	Чередование слоев глины и песка. Пример строения — это описания ха¬
зарских отложений Астраханской скважины [ 2], где сверху вниз вскрыты: глина
песчанистая, зеленовато-серая (2,2 м), песок голубовато-серый (5,2 м), глина
зеленовато-серая, известковистая, песчанистая (4,5 м), песок зеленовато-серый,
известковистый (10,0 м), глина серовато-бурая, известковистая, сильно пес¬
чанистая (27,7 м).
Хазарские отложения волжской дельты содержат разнообразную малакофау-
ну и остракоды. Среди моллюсков отмечаются представители раннехазарской
(Didacna subpyramidata, D. paleotrigonoides), позднехазарской (D. surachanica),
бакинской (D. ex. gr. catillus) и хвалынской (D. parallella) фаун. Многочисленны
пресноводные моллюски, как реофилы (Unio tumidus, U. pictorum, Sphaerium
corneum), так и предпочитающие спокойные водоемы (Limnea, Planorbis). Острако¬
ды представляют смешанный комплекс, состоящий из солоноватоводных видов,
появившихся с бакинского (Caspiolla gracilis, Bacunella dorsoarcuata), хазарского
(Loxoconcha petasa) времени, а также пресноводных ракушковых (Limnocythere
postconceva, Cyprideis torosa и др.).
Судя по литологическому составу, ископаемой фауне и условиям залегания
осадков, хазарские отложения дельты относятся к морским мелководным образо¬
ваниям спокойных условий накопления, реже — авандельтовым, либо к осадкам
сильно опресненных заливов и лиманов. Во временном интервале они, по-видимо-
му, отвечают всей хазарской эпохе с преобладанием осадков регрессивных
стадий, когда уровень бассейна падал до абсолютных отметок —20 ~ 30 м. Осо¬
бенно низким он был во время накопления отложений средней части разреза, в
которых обильна пресноводная фауна [ 3].
Верхнечетвертичные отложения дельты кроме части хазарских осадков вклю¬
чают ательские и нижнехвалынские образования. Ательские отложения выделе¬
ны условно, по своему положению между морскими хазарскими и хвалынскими
13

осадками. Они заполняют глубокие эрозионные врезы центральной и восточной
части дельты; фиксируя погребенные протоки пра-Волги. По составу это пески
серые, мелкозернистые, мощностью до 25 м.
Отложения раннехвалынского моря имеют двучленное строение. В верхней
части это шоколадные глины, сохранившиеся от размыва под массивами бз-
ровских бугров, переходящие книзу в слой песка, широко развитого в дельте. Песок
желтый и желто-серый, мелкозернистый, иногда с прослоями шоколадных глин,
включающий обильную фауну солоноватоводных и пресноводных моллюсков:
Didacna praetrigonbides, D. protracta, D. ebersini, D. parallella, D. barbotdemamyi,
Monodacna caspia, Mon. edentula, Adacna laeviuscula, Dreissena distincta, Dr. polymorpha,
Theodoxus pallasi, Micromelania caspia, Clessinia variabilis, Valvata piscinalis,
Hydrobia, Lithoglyphus caspius, Caspia orthii, Nematurella, Pisidium. Севернее дель¬
ты, в пределах волжской долины пески сокращаются в мощности вплоть до
исчезновения. Их накопление относится к началу раннехвалынской трансгрессии,
а ее максимуму отвечают лежащие выше шоколадные глины, содержащие редкие
раковины Monodacna caspia, Hypanis plicatus и Didacna ex. gr. trigonoides и пред¬
ставляющие осадки приглубой части волжского эстуария раннехвалынского моря.
Кровля и подошва хвалынских отложений испытывают слабый наклон к цент¬
ральной и южной частям дельты, а мощность не превышает 5 м [ 3]. Радиоуглерод¬
ные даты по карбонату раковин моллюсков из разрезов волжской долины «Енота-
евка» и «Сероглазовка» дали возраст от 11 до 22 тыс. лет.
Голоценовые и современные отложения дельты, залегающие в виде сплошного
покрова, имеют чрезвычайно пестрое возрастное и литофациальное строение.
Среди них выделяются раннеголоценовые образования так называемой бугровой
толщи, среднеголоценовые осадки максимума новокаспийской трансгрессии и
погребенные авандельтовые отложения. К позднему голоцену относятся осадки
поздней стадии новокаспийской трансгрессии и погребенные култучные образо¬
вания. Современные отложения — это морские каспийские осадки и разнообраз¬
ные дельтовые образования.
Бугровая толща, представленная осадками одной из заключительных стадий
регрессирующего позднехвалынского моря, слагает ядра бугров Бэра. В виде
изолированных линз мощностью до 20 м и более она широко развита в западных
и восточных подстепных ильменях, залегая на пьедестале из шоколадных глин. В
основании толщи обычно залегают пески желто-серые, мелкозернистые, косо¬
слоистые. Ее средняя часть сложена пачкой диагонально-слоистых желто-бурых
и коричневых пылеватых песков, с включениями мелких окатышей шоколадных
глин. В верхней части толщи залегают супеси и пески глинистые. Отложения
содержат редкие обломки раковин Dreissena rostriformis, Monodacna caspia, Adacna
vitrea, Hypanis plicata, Didacna praetrigonoides. Раннеголоценовый возраст пород
бугровой толщи определяется их положением между осадками раннехвалынского
и новокаспийского морей и радиоуглеродными датировками верхнехвалынских
отложений разреза «Енотаевка» (7,7—7,9 тыс. лет). Среднеголоценовые отло¬
жения максимума новокаспийской трансгрессии, достигавшей отметок —20 (—22) м
абс. высоты, развиты в виде прерывистого слоя мощностью в первые метры в
межбугровых понижениях периферийных участков западных и восточных под¬
степных ильменей. По составу это преимущественно пески, хорошо сортирован¬
ные, желтые, желто-серые, слоистые, мелкозернистые, с обильной фауной соло¬
новатоводных моллюсков, с обязательным присутствием раковин Cerastoderma
glaucum (Cardium edule), как правило, отсутствующих в более молодых ново¬
каспийских и современных осадках дельты, накапливавшихся в более опреснен¬
ных условиях. Возрастным аналогом отложений максимума новокаспийской тран¬
сгрессии являются авандельтовые образования, слагающие нижнюю часть собст¬
венно дельтовых осадков устья Волги, в своем развитии, по-видимому, ограничен¬
ных отметками — 20 (—22) м абс. высоты. По составу это пески глинистые, реже
супеси серого и желто-серого цвета, с растительными остатками и многочислен¬
ными раковинами пресноводных и солоноватоводных моллюсков Valvata
14

piscinalis, Lithoglyphus sp., Didacna sp., Monodacna caspia, Micromelania cf. turricula,
Theodoxis pallasi, Succinea pfeifferi, Dreissena polymorpha, Planorbis sp., Viviparus.
Мощность отложений достигает 10 м и более. Вверх по разрезу они переходят в
позднеголоценовые култучно-ильменные образования, широко развитые по всей
дельте и достигающие мощности 6—7 м [3]. В ее центральной части с глубины 1—7 м
распространены отложения сильно опресненных заливов (култуков) — супеси и
пески в разной степени илистые и глинистые, с прослоями суглинков, серые, с
растительными остатками и раковинами пресноводных Planorbis planorbis, Unio
tumidus, Valvata piscinalis, Dreissena polymorpha, реже солоноватоводных
Monodacna caspia, Adacna laeviuscula моллюсков. На периферии дельты в межбуг-
ровых ильменных понижениях осадки залегают прямо с поверхности, по составу
они более тонкие и органогенные — глины и тяжелые суглинки серо-сизые до
черных, с массой растительных остатков, карбонатов и раковин пресноводных
моллюсков Viviparus viviparus, Unio tumidus, Valvata piscinalis, Dreissena
polymorpha. В южных окраинных участках дельты ильменные отложения
фациально переходят в сильно опресненные осадки второго пика новокаспийской
трансгрессии, достигавшего абсолютных отметок —25 м. По составу это пески,
супеси и суглинки илистые, серо-сизые, с растительными остатками, с мно¬
гочисленными раковинами моллюсков, среди которых доминируют Viviparus sp.,
много Dreissena polymorpha, встречаются Unio sp., Monodacna caspia и редкие
крупные раковины Didacna trigonoides — вида, выдерживающего сильное опрес¬
нение. Радиоуглеродная датировка по карбонату раковин моллюсков дала возраст
1255+110( МГУ-1379) лет.
Современные отложения дельты, достигающие мощности 10—12 м, в лито¬
фациальном отношении весьма разнообразны. В мористой части дельты это обсы¬
хающие во время сгонов авандельтовые пески, сильно водоносные, глинистые и
алевритистые, серые, с многочисленными раковинами солоноватоводных
(Monodacna caspia, Hypanis plicatus, Didacna trigonoides) % пресноводных (Dreissena
polymorpha, Unio pictorum, Viviparus viviparus) моллюсков. Отмечается и
присутствие раковин недавних каспийских вселенцев Mytilaster lineatus, Abra
ovata, Balanus improvisus. Севернее они фациально переходят в дельтовые (ал¬
лювиально-морские) либо култучные образования. Первые более промытые —
пески серые и желто-серые, тонкие, с раковинами пресноводных моллюсков.
Вторые более тонкие — алевриты и супеси илистые, серые и сизо-серые, с массой
растительных остатков, раковинами солоноватоводных и пресноводных моллю¬
сков. Аллювиально-морские отложения развиты в центральных частях дельты,
где слагают с поверхности ее низменные участки. Вверх по течению они сменяют¬
ся аллювиальными пойменными (полойными) и русловыми (проточными) образо¬
ваниями. Первые слагают с поверхности большую часть дельтовой равнины
Волги. По составу это суглинки слоистые и пески серые и темно-серые, с карбо¬
натами и пятнами ожелезнения, с растительными остатками, раковинами пресно¬
водных моллюсков Planorbis, Unio tumidus, Pseudoanodonta complanata, Dreissena
polymorpha.
Русловые отложения заполняют русла многочисленных волжских рукавов и
проток, а также залегают под пойменными осадками. Они представлены песками
в разной степени алевритистыми, мелкозернистыми, серыми и желто-серыми, с
линзами супесей и илов, с раковинами пресноводных моллюсков Valvata piscinalis,
Dreissena polymorpha^ Unio tumidus, Viviparus viviparus.
В западных и восточных ильменных районах дельты межбугровые понижения
сверху заполнены осадками ильменей — глинами, суглинками, супесями с прос¬
лоями песков серого и коричневого цвета, с массой растительных остатков, с
пятнами карбонатов и раковинами пресноводных моллюсков.
Среди современных отложений дельты отмечаются и субаэральные образо¬
вания — эоловые и делювиальные осадки. Первые развиты в основном в запад¬
ных и северо-восточных районах дельты, в виде массивов развеваемых и полузак¬
15

репленных песков, вторые образуют маломощные супесчано-суглинистые шлей¬
фы на склонах бэровских бугров.
Из рассмотрения геологического разреза новейших отложений дельты видно,
что большая часть ее осадков относится к разновозрастным древнекаспийским
образованиям. Они, как и вскрытые в переуглубленных руслах ательские осадки, к
современной дельте не имеют прямого отношения. Широко развитые в ядрах бэ¬
ровских бугров отложения бугровой толщи хотя и являются частично дельтовыми
образованиями, однако, отражают иную гидродинамическую обстановку накоп¬
ления, отличную от условий, господствующих в современной дельте. К отложениям
современной дельты Волги относится только самая верхняя часть четвертичного
разреза — средне-позднеголоценовая и современная. Отсюда вывод: современная
дельта Волги, ее рельеф и отложения — исключительно молодые образования вто¬
рой половины голоцена и нынешней эпохи. В радиоуглеродном исчислении — это
около 5 тыс. лет и моложе. Второй вывод: в разрезе не установлены осадки древних
дельт, близких по типу отложениям современной дельты, следовательно, в ее совре¬
менном местоположении она не имеет палеоаналогов.
Фациально-генетический состав дельтовых отложений Волги чрезвычайно
разнообразен. Это обусловлено наличием устья крупной и динамичной речной
системы, выносящей огромное количество взвешенных (12,5 млн. т) и влекомых
(2,5 млн. т) наносов [11], впадающей в бассейн с крайне нестационарным уровенным
режимом, с постоянной резкой и разномасштабной миграцией границы суша — море,
что и предопределило широкое развитие осадков сложного генезиса — ал¬
лювиально-морских (собственно дельтовых), озерно-морских (култучных), озер¬
но-аллювиальных (ильменных), состоящих из разных литофаций, сменяющих
друг друга по латерали и по разрезу. Также отмечаются мелководные морские,
русловые и пойменные аллювиальные, эоловые и склоновые образования. Для
волжской дельты установлена тесная связь элементов рельефа с грануло¬
метрическим составом слагающих их осадков [ 3], позволяющая картировать отло¬
жения по геоморфологическим признакам.
Разнообразные отложения дельты образуют по площади и разрезу определен¬
ные фациальные ряды, фиксирующие смену режима осадконакопления по
простиранию и во времени. По характеру набора фаций и условиям их сочленения
ряды могут быть «нормальными» и «смешанными». Первые состоят из фаций,
сменяющих друг друга в естественной последовательности, без заметных переры¬
вов осадконакопления, вторые — из отложений, резко различных по условиям
накопления, разделенных горизонтами размыва и перерыва. К нормальным
фациальным рядам в первую очередь относятся «длинные» ряды, представленные
фациями, отражающими осадконакопление большой латеральной протяжен¬
ности:	мелководно-морские — авандельтовые — дельтовые — аллювиальные;
мелководно-морские — авандельтовые (гигрофитной растительности) — култуч-
ные-дельтовые-аллювиальные. Короткими нормальными рядами являются соче¬
тания фаций ильменно-аллювиальной, авандельтовой-култучной, озерной — со-
ровой.
Смешанные фациальные ряды состоят как из «чуждых», так и «родственных»
фаций, обязательно разделенных перерывами: например, аллювиальная осушка —
эоловые пески, аллювий — морское мелководье. Для разных районов дельты харак¬
терны свои фациальные ряды. Для собственно дельты наиболее типичны фациаль¬
ные ряды осадков: авандельтовые — дельтовые — аллювиальные и авандельто¬
вые — култучные — дельтовые — аллювиальные. Для западной и восточной
периферии дельты это сочетание фаций ильменей — аллювия, морского мелко¬
водья— ильменей. При разнообразных сочетаниях фаций в разрезе в наиболее
полных из них типична последовательность, впервые отмеченная К. А. Рачковской
[3], — смена авандельтовых отложений култучными и выше аллювиальными (про¬
точными и полойными), что, несомненно, отражает состояние Каспия во время его
послехвалынского регрессивного этапа развития.
В целом структуру дельты можно охарактеризовать как огромный (площадью
16

21 тыс. км2) «слоеный пирог» из средне-позднеголоценовых и современных осад¬
ков мощностью до 20 м и более (средней мощностью 5—10 м), состоящий из линз
и прерывистых слоев разнообразных наземноводных и морских фаций с преобла¬
данием песчаных и песчано-глинистых осадков смешанного генезиса, с размывом
залегающих на неровном ложе разновозрастных плейстоценовых отложений.
Рельеф дельты характеризуется сложным сочетанием эрозионных (рукава,
протоки) и аккумулятивных (низкие, реже высокце острова) форм, ориентирован¬
ных в меридиональном и субмеридиональном направлении. Внешний край
пойменных островов благодаря прирусловым валам приподнят, для внутренней,
пониженной части типичны многочисленные ложбины и плоские озерные ванны,
сохранившиеся на месте отмерших проток. К югу поверхность островной дельты
постепенно снижается и незаметно переходит посредством периодически затоп¬
ляемой полосы в плоскую, слабонаклонную, испещренную многочисленными про¬
токами поверхность авандельты.
Отмеченное отражает лишь наиболее общие геолого-геоморфологические
черты структуры и развития дельты в целом. Что же касается ее отдельных
районов, то им присущи свои особенности строения и формирования. Предло¬
жено несколько схем природного районирования дельты [3, 4, 7, 10—12 и др.].
Они практически близки, различия в основном касаются типологии и топонимики.
Представляется, что если районирование современного устья р. Волги проводить
по историческому (палеогеографическому) и геолого-геоморфологическому
признакам, то в ее структуре можно выделить надводную и морскую части,
состоящие из районов: 1) подстепных ильменей (периферия дельты), включа¬
ющих западный и восточный подрайоны; 2) собственно дельты, представленной
подрайонами верхней дельты, центральной дельты (с участками низменной,
повышенной и грядовой дельтовых равнин) и приморской дельты. Подводная
дельта состоит из районов култучной дельты и авандельты. Все отмеченные
подразделения характеризуются своим типом рельефа, геологического строения
и развития.
Система периферии дельты — подстепных ильменей (западный и восточный
подрайоны) характеризуется наличием большого числа бэровских бугров, вытя¬
нутых в системы гряд широтного и субширотного простирания, и расположенных
между ними понижений — ильменей, частично обсохших либо представляющих
системы водоемов. Рельеф восточных ильменей менее контрастный, чем запад¬
ных, межбугровые понижения здесь более обширны и часто заняты не ильменями,
а волжскими протоками, также отмечаются массивы эоловых песков. Гео¬
логический разрез дельтовых отложений ильменей простой — в межбугровых
понижениях на цоколе хвалынских, реже более древних отложений, залегает
прерывистый покров из осадков ильменей, русловых и пойменных отложений
проток. Подстепные ильмени — это территория пассивного периодического осво¬
ения системой Волги участков, смежных с ее дельтой, являющихся позднехва-
лынскими дельтами Сарпы и Волго-Ахтубы. При этом поверхность восточных
ильменей (позднехвалынская Волго-Ахтубинская дельта) переработана
волжскими протоками больше.
Собственно волжская дельта — территория со сложной историей развития,
с очень динамичным гидрологическим и литодинамическим процессами, гос¬
подством режима аккумуляции, активным накоплением разнообразных дель¬
товых осадков. Верховья дельты представляет район, переходный от дельты к
Волго-Ахтубинской пойме и отвечающий началу ее роста, совпавшему с макси¬
мумом новокаспийской трансгрессии, подпрудившей долину Волги до отметок
около —22 м абс. высоты. В настоящее время это высокая дельтовая равнина с
плоским рельефом пойменных островов, обрамленных прирусловыми валами и
гривами, разделенных протоками и рукавами Волги, с активными процессами
боковой и русловой эрозии. В разрезе дельтовых отложений резко преобладают
пойменные и русловые фации ал:лювия, с размывом залегающие на неровном
17

ложе древнекаспийских образований. Отмечается двухфазность строения осадков
[ 3], связанная с новейшими колебаниями уровня Каспия.
Центральная часть дельты — это наиболее обширный ее участок, зона
максимального хозяйственного освоения, представляющая сочетание разно¬
возрастных и разнородных элементов рельефа с разным типом геологического
строения. В субширотном направлении здесь отмечается чередование участков
низменной и повышенной дельтовой равнины. Самый молодой элемент систе¬
мы — это низменная равнина — плоская низкая пойма, прорезанная большим
количеством проток и рукавов Волги. Дельтовые отложения, участвующие в ее
строении, представляют последовательное напластование (сверху вниз) совре¬
менных русловых и пойменных осадков, култучных и авандельтовых образо¬
ваний, лежащих на размытом основании хвалынских и более древних осадков.
Повышенная дельтовая равнина — это участки обсохшей дельты, с пассивным
воздействием волжских паводков. Слагающие ее поверхность аллювиальные
осадки значительно переработаны почвенными процессами. Местами плоская и
слабоволнистая поверхность дельтовой равнины осложнена бэровскими буграми,
крупное скопление которых отмечается между руслами Бушмы и Бузана. По
существу это участок позднехвалынской грядово-бугристой равнины, частично
переработанный протоками Волги, отрезанный системой ее рукавов от основного
массива бугров восточных подстепных ильменей. Как и в ильменных районах,
разрез дельтовых отложений здесь прерывистый и состоит из ильменных и ал¬
лювиальных образований.
Приморская дельта — это наиболее молодое наземное образование устья
Волги, представленное низменной частично подтопленной култучно-дельтовой
равниной, прорезанной многочисленными волжскими протоками, отделенной от
расположенной южнее авандельты мигрирующей пограничной зоной суша — мо¬
ре. Низменная равнина совсем недавно была дном култуков и разделявших их
эрозионных ложбин (банчин), она сложена с поверхности современными култуч-
ными и дельтовыми осадками, ниже переходящими в более древние дельтовые и
авандельтовые образования суммарной мощностью до 20 м и более.
Подводное продолжение дельты — авандельта — это самая динамичная,
активно формирующаяся и перестраивающаяся устьевая структура Волги с поло¬
говолнистой, слабонаклонной к югу поверхностью, сложенной толщей дельтовых
образований, на свале глубин фациально переходящих в морские мелководные
осадки Северного Каспия. Для мелководья авандельты характерно широкое
развитие зарослей гигрофитной растительности и тесно связанных с ней лито-
фаций илов, илистых песков и алевритов. На глубинах 1,5—2 м водная раститель¬
ность исчезает, отложения становятся более песчанистыми и сортированными.
Имеющиеся в настоящее время материалы по геологии, геоморфологии и
палеогеографии Нижнего Поволжья [ 1, 3, 8, 9,13—15 и др.] позволяют схематично
проследить развитие долины Волги и структуры ее устья в новейшее время.
Первые следы присутствия долины пра-Волги в Северном Прикаспии относятся к
среднему плиоцену. Глубоким бурением восточнее современной долины р. Волги
от западного склона Общего Сырта до оз. Баскунчак и южнее под акчагыльскими
отложениями установлена крупная погребенная долина, врезанная на 300—500 м
в мел-палеогеновые породы, частично выполненная гравийно-галечными и песча¬
но-глинистыми отложениями кушумской свиты, содержащими раковины Unio,
Valvata, Dreissena polymorpha и пресноводные остракоды Cytherissa jushatyrensis,
Heterocypris incongruens. Дельта доакчагыльской (кинельской) пра-Волги, по-
видимому, располагалась далеко к югу, в области каспийских котловин, где река
впадала в замкнутый бассейн — Балаханский водоем [16].
Многочисленные свидетельства неоднократного существования долины пра-
Волги содержат плейстоценовые отложенйя Нижнего Поволжья. Так, в Астрахан¬
ской параметрической скважине между апшеронскими и бакинскими отло¬
жениями обнаружены остатки пресноводной толщи с раковинами пресноводных
моллюсков [ 14]. По материалам бурения Гидропроекта [17] и по разрезам волж¬
18

ской долины выделяются нижнеплейстоценовые пески Соликамской и венедской
свит, илистые и песчано-глинистые сингальские образования, дораннехазарские
пески нижнекривичской свиты, верхнехазарская свита черноярских песков и
супесчано-песчаные ательские осадки. В фациальном отношении это различные
наземноводные образования, содержащие раковины пресноводных моллюсков
Lithoglyphus caspicus, Dreissena polymorpha, L. naticoides, Valvata piscinalis,
Viviparus duboisianus, V. viviparus, Unio tumidus, U. pictorum, Pisidium amnicum,
Sphaerium rivicola, Sph. solidum, Sph. corneum, Planorbis planorbis и др. [13, 17, 18 и
др.] с господством русловых фаций аллювия, свидетельствующих о существо¬
вании крупной речной долины пра-Волги. Следов местонахождения дельт этих
речных систем почти не имеется. На основании того, что в разрезе новейших
отложений дельты кроме ательских песков не установлено древних аллювиаль¬
ных отложений, можно предположить, что дельты Соликамской, венедской и
черноярской долин располагались выше Астрахани, а дельта ательской долины,
относящаяся к глубокой хазарско-хвалынской регрессии Каспия, находилась
южнее, на границе Северного и Среднего Каспия.
Определенный интерес вызывает материал о дельтах пра-Волги в
сингальскую (послебакинскую) и раннекривичскую (дораннехазарскую) эпохи.
Сингальские наземноводные образования широко развиты в долине Нижней
Волги и Западном Прикаспии. По составу это преимущественно илистые осадки
с массой растительных остатков и пресноводной малакофауной Unio tumidus,
Anodonta sp., Valvata piscinalis, Viviparus viviparus, Sphaerium rivicola, Lithogliphys
caspicus, Limnaeus sp., Planorbis planorbis, Succinea sp., Bythinia sp., Pisidium
rivicola, отлагавшиеся в спокойной обстановке обширных застойных и полупро-
точных водоемов типа озер и лиманов. Не исключено, что устье пра-Волги в это
время было подтоплено и напоминало систему современных днепровско-бугских
и дунайских лиманов. Нижнекривичские аллювиальные пески располагаются
выше сингальских отложений и свидетельствуют об усугублении регрессивной
тенденции Каспия.
Хвалынские и послехвалынские дельты Волги, в отличие от рассмотренных
выше древневолжских образований, хорошо выражены в осадках и современном
рельефе территории (рис. 2). В максимум раннехвалынской трансгрессии,
заливавшей всю Прикаспийскую низменность к северу от Камышина, подтоплен¬
ная долина пра-Волги представляла узкий протяженный эстуарий, вытянутый на
500 км до Самарской Луки, заполненный холодными слабосолоноватыми водами
(рис. 2,А). В эстуарии, глубина которого превышала 40 м, в спокойной обстановке
из речной взвеси накапливались шоколадные глины, содержащие редкую малако-
фауну азовского типа Monodacna caspia, Hypanis plicatus. Более грубый материал
влекомых волжских наносов, по-видимому, сгружался севернее.
Следы волжских дельт эпохи регрессии раннехвалынского моря отмечаются в
виде цепочки древних ложбин в рельефе Волго-Сарпинского водораздела [13].
Много лучше выражены дельты Волги, приуроченные к максимуму и рег¬
рессивным стадиям позднехвалынского бассейна (рис. 2, Б). В это время сброс
речных вод осуществлялся двумя рукавами — по современной долине Волги и
Сарпинско-Даванской ложбине. В их рельефе, как и на разделяющей водораз¬
дельной хвалынской равнине, хорошо выражены пучки ложбин, веерообразно
расходящихся к югу, фиксирующих положение береговой линии древнего Каспия
[ 8]. До современного моря они не доходят, теряются в обсохших лиманах либо
просто выполаживаются. Это так называемые «врезанные» дельты, впервые отме¬
ченные в Прикаспии М. М. Жуковым [ 19], образующиеся в условиях быстрого
падения уровня моря. Крайне интересными, сколь и загадочными, были условия
образования дельт Сарпинско-Даванской и Волга-Ахтубинской ложбин одной из
заключительных стадий остановки регрессирующего позднехвалынского моря,
выраженные в рельефе грядово-холмистым рельефом бэровских бугров (рис. 2, В).
В настоящее время представляется очевидной прямая связь между
формированием бугров Бэра и рельефообразующими процессами в дельте Волги,

Рис. 2. Палеогеографические схемы развития дельты Волги
А — Волжский эстуарий в максимум раннехвалынской трансгрессии: 1 — эстуарий, 2 — раннехва-
лынское море. Б — Позднехвалынские врезанные дельты: 1 — ранняя, 2— поздняя стадии стояния
позднехвалынского моря, 3 — врезанные русла. В — дельты эпохи заключительной регрессии поз-
днехвалынского моря (цифры в кружках): 1 — Волго-Ахтубинская, 2 — Сарпинско-Даванская. 1 —
направление сброса вод, 2 — положения края дельт. Г — нарастание морского края дельты в
XIX—XX вв.: 1 — положение края дельты в 1830 г., 2 — нарастание дельты к 1873 г., 3 —
нарастание к 1927 г., 4 — нарастание к 1945 г.
На это указывает приуроченность бугров к позднехвалынским Сарпинско-Даван-
ской и Волго-Ахтубинской дельтам, а также сложная текстура и структура осад¬
ков, свидетельствующая об участии в их накоплении динамичных водных пото¬
ков. По-видимому, вначале образование этих сложных в генетическом отношении
толщ осуществлялось на обширных мелководьях регрессирующего позднехва¬
лынского моря, а в дальнейшем, по мере спада уровня моря, — на авандельтах и
мелководьях взморий. При этом, вероятно, одним из условий формирования
бугров и слагающих их осадков являлось определенное сочетание углов схож¬
дения между направлением многочисленных проток дельт и нагонами с моря,
определяемыми положением древней береговой линии Каспия. Следует подчерк¬
нуть, что условия осадконакопления и рельефообразования, существовавшие в
позднехвалынских дельтах Волги, были очень специфичными и скоротечными
(сотни — первые тысячи лет) и в истории взаимодействия реки с Каспием больше
не отмечались.
В послехвалынское время происходила глубокая мангышлакская регрессия
Каспия, уровень моря упал до отметок —50 м абс. высоты, а дельта Волги
располагалась на широте Аграханской косы. Произошел глубокий врез, во время
которого в западных и восточных пристепных ильменях в межбугровых участках
20

были частично размыты хвалынские отложения, а в центральной и восточной
частях дельты образовались два широких рукава Волго-Ахтубинской долины, по
которым осуществлялся весь сток послехвалынской Волги.
Такова предыстория дельты Волги, свидетельствующая, что крупная речная
система, соизмеримая с современной долиной, с постоянно мигрирующим усть¬
ем и характерными формами рельефа, существовала в Нижнем Поволжье все
новейшее геологическое время. В конце позднего плейстоцена устье Волги
имело характер глубокого эстуария (по радиоуглеродному анализу 11 —15 тыс, лет
назад), а в начале голоцена — врезанной (7—8 тыс. лет назад) и холмисто-гря¬
довой (бэровской) дельт. Современная дельта Волги по своему генетическому
типу, рельефу и преемственности образования имеет мало общего с хва-
лынскими дельтами. Она является типичной многорукавной дельтой лопастно¬
го типа с множеством проток и русел, часто выдвинутых в море и обрамленных
приустьевыми косами, отшнуровывающими заливы (култуки) расположенных
на основательно размытом пьедестале позднехвалынских Сарпинской и Волго-
Ахтубинской дельт.
Трехчленное строение наиболее полных разрезов отложений дельты указыва¬
ет на стадиальность ее формирования, начавшегося с накопления осадков аван-
дельты во время максимума новокаспийской трансгрессии. В истории развития
этого бассейна отмечается до 5 трансгрессивных фаз, однако в разрезах дельты
нами достоверно установлены осадки лишь двух из них, с которыми связано
развитие волжской дельты. В первый этап, во время максимума новокаспийской
трансгрессии, на месте современной дельты до абс. отметок —20 (—22) м распо¬
лагался обширный морской залив. Судя по наличию хорошо промытых песков с
Cerastoderma glaucum (Cardium edule), нормально морские условия существовали
в западной, частично в восточной и выходной частях залива, а в его центре и
дистальном конце происходило формирование плоской низкой поверхности Вол¬
го-Ахтубинской дельты, впадавшей с севера в залив, и активное накопление
авандельтовых илистых песков и алевритов, содержащих фауну солоноватовод¬
ных Didacna trigonoides, Monodacna caspia, Micromelania caspia, Theodoxus pallasi,
Dreissena polymorpha и пресноводных Valvata piscinalis, Lithogliphus naticoides,
Succinea sp., Planorbis planorbis, Unio tumidus, Viviparus viviparus.
Второй этап развития дельты и ее рельефа связан со второй фазой ново¬
каспийской трансгрессии Каспия, достигавшей отметок —25 м абс. высоты и
вызвавшей активное накопление култучно-ильменных фаций осадков, широко
развитых по всей площади дельты. Судя по тонкому илисто-глинистому соста¬
ву отложений и массовому нахождению в них пресноводных моллюсков
(Planorbis planorbis, Unio tumidus, Valvata piscinalis, Dreissena polymorpha), это
были пресные, реже слабосолоноватые водоемы со спокойными, часто застой¬
ными условиями осадконакопления. Литологически култучно-ильменные
отложения существенно отличаются от авандельтовых осадков, однако между
ними не отмечается следов заметного перерыва осадконакопления либо размы¬
ва. Отсюда следует, что новокаспийская регрессия, разделявшая два трансг¬
рессивных пика, была незначительной и не вызвала сколь-нибудь заметной
глубинной эрозии в дельте. В это время в верховьях дельты уже существовали
основные протоки Волго-Ахтубинской долины: Волга, Бузан, Кигач, Ахтуба, —
обычно наследующие более древние долины стока и разделяющие дельту на
крупные низменные острова.
Новейший, третий этап развития дельты относится к историческому времени.
Он, по сравнению с предыдущими этапами, характеризуется резким
увеличением роли речных гидрологических процессов, обусловивших
формирование долинных элементов рельефа — пойм, русел, прирусловых валов
и т. д. и преобладание аллювиально-дельтового типа осадконакопления, лишь в
периферических частях дельты сохранившего ильменно-култучный и авандель-
товый характер. Происходило дальнейшее падение уровня Каспия, достигшее в
1977 г. отметки —29 м, прерываемое эпизодическими поднятиями до абс.
21

отметки —23 (—24) м. Надводная и подводная дельты активно заполнялись
взвешенными и влекомыми наносами Волги, энергично выдвигавшими дельту к
югу (рис. 2, Г). Подводная дельтд в северной части осушалась и превращалась в
низкую островную пойменную поверхность, а ее фронтальная часть,
формируемая авандельтовыми образованиями, выдвигалась на мелководье Се¬
верного Каспия. Процесс нарастания дельты был неравномерным, он достоверно
реконструирован по историческим и современным картам [3, 4, 11] и прямо
соотносится с положением уровня Каспия. После низкого стояния с середины V до
начала XIV в. (дербентская стадия), во время которого основной сток и эрозионная
деятельность Волги концентрировались на востоке дельты, начался подъем
Каспия с максимумом в конце XVIII — начале XIX в. и основной сброс вод
постепенно перемещался к западу, в русла Волги и Бехтемира. В этом же направ¬
лении мигрируют и участки активной аккумуляции и заполнения волжским ал¬
лювием смежных мелководий Каспия. В это время в восточной части дельты
существовали два крупных открытых к морю залива —.Синее Морцо и Кабан-
куль, простиравшиеся до широты Астрахани. Заполнение их култучными, а в
дальнейшем и аллювиальными осадками произошло сравнительно недавно, в
середине — конце XIX в., когда вновь возникли условия для перераспределения
волжского стока к востоку [ 3]. Современный облик волжской дельты во многом
связан с активизацией гидрологических процессов, обусловленной последним
периодом низкого стояния Каспия, начавшегося с резкого падения уровня (с —25,5
до —27,8 м абс. высоты) в конце 30-х годов нынешнего столетия. В этом период
произошло дальнейшее выдвижение морского края дельты, обсыхание култучной
зоны и ее смещение к авандельте, в зоне которой появилось множество низменных
островов и отмечалось их срастание. Наряду с накоплением речных наносов в
приморской зоне дельты отмечаются увеличение углов наклона речных русел и
концентрация стока по основным протокам, обособление и исчезновение части
ильменных водоемов. За период 1910—1980 гг. край дельты выдвинулся в море на
10—50 км, а число крупных и средних проток уменьшилось с 320 до 260 [20].
В отдельные периоды (1927—1939 гг.) скорость нарастания дельты составляла до
1 км/год [4]. На осушенных участках дельты луговая растительность сменила
гидрофитную флору, с исчезновением которой прекратилось накопление
специфических фаций тонких органогенных авандельтовых осадков. Наиболее
активно выдвижение дельты происходило на участках проток Бехтемира, Камы-
зяка, Былинского и Каретного банков [ 21].
Новейшее развитие дельты и ее рельефа, связанное с регрессивной тенденцией
Каспия, прекратилось с началом подъема его уровня с 1978 г., достигшего к концу
1992 г. —27,5 м абс. высоты. При этом не произошло резкого, отчетливо
зафиксированного изменения природных процессов в дельте [ 21]. Эти процессы,
несомненно происходящие в скрытой форме, во внешнем проявлении как бы
запаздывают. Только в последние год-два в приморском районе дельты отмечает¬
ся заметное увеличение уровня воды в рукавах и влияние морских нагонов,
затопление низменных участков приморской дельты, исчезновение островов в
авандельте, повышение уровня грунтовых вод. Однако процесс, очевидно, нара¬
стает и может принять катастрофический характер.
Итак, современная дельта р. Волги представляет обширную молодую
динамичную аккумулятивную и эрозионно-аккумулятивную структуру,
формирующуюся со среднего голоцена и не имеющую в пределах своего совре¬
менного положения прямых морфогенетических аналогов. Разрез новейших отло¬
жений дельты состоит из мощной (до 300 м и более) песчано-глинистой толщи
преимущественно мелководных древнекаспийских отложений. Венчающие разрез
собственно дельтовые осадки — относительно маломощные (средняя мощность
5—10 м), имеют трехчленное регрессивного типа строение и представлены разно¬
образными наземноводными образованиями. От подстилающих их отложений
верхнехвалынской бугровой толщи они отделены глубоким размывом и отражают
иную фациальную обстановку накопления.	—
22

Рис. 3. Схема миграции устья р. Волги за последние 15 тыс. лет
1 — максимум раннехвалынской трансгрессии (15 тыс. лет назад), 2 — енотаевская регрессия
(10 тыс. лет назад), 3 — максимум позднехвалынской трансгрессии (9 тыс. лет назад), 4 —
начало позднехвалынской регрессии, 5 — «бугристая» (бэровская) дельта эпохи позднехва¬
лынской регрессии (ранее 7 тыс. лет назад), 6 — мангышлакская регрессия (7—6 тыс. лет
назад), 7 — максимум новокаспийской трансгрессии (около 5—3 тыс. лет назад), 8 — дербен¬
тская регрессия (около V—XIV в. н. э.), 9 — поздняя фаза новокаспийской трансгрессии,
10 — современная дельта
Устье р. Волги за последнюю геологическую эпоху последовательно меняло
свое строение от протяженного эстуария во время максимума раннехвалынской
трансгрессии, врезанной и бугристой (бэровской) дельт в регрессивные фазы
позднехвалынского моря до современной лопастной дельты. Много раньше, в
сингальскую эпоху, устье, по-видимому, напоминало современную систему днеп-
ровско-бугских лиманов. Формирование современной структуры дельты и ее
рельефа в пределах ее нынешнего положения, начавшееся с эпохи ново¬
каспийской трансгрессии, проходило стадии авандельты, култучного залива, ал¬
лювиальной наземной дельты с последовательным сокращением значимости
прибрежно-морских процессов и нарастанием речных гидрологических факторов и
обусловленных ими форм рельефа. При этом в каждую стадию существования
дельты в ее пределах одновременно протекали разные процессы и отмечались
различные состояния, менялась лишь масштабность их осуществления и геоморфо¬
логической реализации. Вертикальное положение дельты в рельефе Северного
Прикаспия изменялось с + 50 (максимум раннехвалынской трансгрессии) до —50 м
абс. высоты (мангышлакская регрессия), а горизонтальная миграция составила
около 700 км (рис. 3). Отмеченные характерные черты строения рельефа и
развития дельты во многом определяются изменениями объема стока Волга и
гидролого-морфологическими процессами в дельте. Однако главный фактор
специфики структуры и эволюции волжской дельты — это резко нестационарный
режим Каспийского моря.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Празослав лев Я. А. Каспийские осадки в низовьях р. Волги//Изв. Гидрометбюро. 1926. Вып. 6. С. 17—25.
2.	Богданов А. А. Новые данные по стратиграфии Нижнего Поволжья в связи с глубоким бурением в
Астрахани//Тр. Ленингр. о-ва естествоиспыт., отд. геол. и минер. 1934. Вып. 2. С. 25—42.
3.	Кленова М. В., Батурин В. Л., Банковская К. А. и др. Геология дельты Волги. Л.: Гидрометеоиздат,
1951. 393 с.
4.	Белевич Е. Ф. К истории дельты р. Волги//Тр. Океаногр. комиссии АН СССР. 1956. Т. 1. С. 37—56.
5.	Белевич Е. Ф. Развитие низовьев дельты Волги//Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1978. № 5. С. 79—89.
23

6.	Белевич Е. Ф. Колебания уровня Каспия и развитие авандельты Волги//Геолого-геоморфо¬
логические исследования Каспийского моря. М.: Наука, 1983. С. 98—102.
1 .Алексин А. А., Захарова Л. Я., Леонтьев О. К. и др. Структурно-геоморфологические исследования
в дельте Волги//Структурно-геоморфологические исследования в Прикаспии. Л.: Гостоптехиздат,
1962. С. 420—438.
8.	Николаев В. А. Нижняя Волга в хвалынское время//Бюл. МОИП. Отд. геол. 1957. Т. XXXII (4). С.
121—128.
9.	Николаев В. А. Сарпинско-Даванская ложбина и ее происхождение//Изв. Всесоюз. геогр. о-ва. 1957.
№ 4. С. 333—338.
10.	Николаев В. А. О роли реки и моря в формировании дельты Волги//Вестн. МГУ. Сер. геогр. 1958.
№ 1. С. 199—207.
11.	Байдин С. С., Линберг Ф. Я, Самойлов И. В. Гидрология дельты Волги. Л.: Гидрометеоиздат, 1956.
331 с.
12.	Русаков Г. В. Современные геоморфологические процессы в авандельте Волги//Геолого-геоморфо¬
логические исследования Каспийского моря. М.: Наука, 1983. С. 103—105.
13.	Карандеева М. В., Леонтьев О. К., Фотеева Н. И. и др. Геоморфология западной части
Прикаспийской низменности. М.: Изд-во МГУ, 1958. 238 с.
14.	Жидовинов Н. Я., Курлаев В. Я., Коваленко Н. Д. О доакчагыльских отложениях Северного
Прикаспия//Вопросы геологии Южного Урала и Поволжья. Саратов: Изд-во Сарат. гос. ун-та,
1966. Вып. 3. С. 53—65.
15.	Жидовинов Н. Я., Седайкин В. М., Трояновский С. В. и др. О результатах изучения неогеновых и
четвертичных отложений по Астраханской параметрической скважине 123//Плиоцен и плейстоцен
Волго-Уральской области. М.: Наука, 1981. С. 123—127.
16.	Батурин В. П. Палеогеография по терригенным компонентам. М.: ОНТИ, 1937. 137 с.
17.	Горецкий Г. И. Формирование долины р. Волги в раннем и среднем антропогене. М.: Наука, 1966. 412 с.
18.	Попов Г. И. Плейстоцен Черноморско-Каспийских проливов. М.: Наука, 1983. 215 с.
19.	Жуков М. М. Плиоценовая и четвертичная истории севера Прикаспийской впадины. М.: Изд-во АН
СССР, 1945.312 с.
20.	Красножен Г. Ф. Проблема исследования устьев рек, береговой и шельфовой зон Северного Каспия с
помощью методов космической фотосъемки//Гидрофизика Северного Каспия. М.: Наука, 1985. С. 10—24.
21.	ТЭД «Каспий» (основные положения технико-экономического доклада). М., 1992. 48 с.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	11.06.93
THE VOLGA DELTA — STRUCTURE AND EVOLUTION
A. A. SVITOCH, T. A. YANINA
Summary
The recent Volga delta represents a vast young (Middle Holocene — recent) dynamic constructional
unrooted structure. The proper deltaic sediments are rather thin, snow three-fold sequence of regressive type
and include various freshwater facies. The Volga mouth underwent considerable changes in the course of the
last geological epoch; it was an estuary at the Early Khvalynian maximum, incised and hummocky deltas during
regressive phases of the Late Khvalynian, and lobate multi-channeled delta at present. The present delta
structure began to form since the New Caspian transgression and passed successively stages of avandelta, a
narrow («Kultuk») bay, alluvial subaerial fan. The main factor controlling the delta structure and evolution is
non-stationary regime of the Caspian Sea.
24

ДИСКУССИИ
УДК 554.01
© 1994 г. К. С. ЛАЗАРЕВИЧ
ЗЕМНАЯ ПОВЕРХНОСТЬ И ЕЕ ДИСКРЕТИЗАЦИЯ
Среди отечественных геоморфологов наибольшее количество публикаций
принадлежит за последние годы, пожалуй, А. Н. Ласточкину. Им создана строй¬
ная, внутренне непротиворечивая система взглядов [ 1—3 и др.] . Вот некоторые из
тезисов, составляющих эту систему.
1.	Земная поверхность не тождественна рельефу. Она представляет собой
поверхность раздела литосферы, с одной стороны, и атмо- или гидросферы — с
другой. Представление же о рельефе «...возникает только в моделях (на картах,
профилях, в описаниях), создаваемых с разной детальностью, с различными це¬
лями и принципами, и находится в полной зависимости от теоретической, ме¬
тодической и технической вооруженности исследователя» [ 4, с. 42].
2.	Высота каждой точки земной поверхности может быть выражена как
функция ее горизонтальных координат:
Я = F{x, у).
Согласно определению топографической поверхности (или «поверхности топог¬
рафического порядка»), ей присущи конечность, однозначность, плавность и не¬
прерывность [ 5, с. 44]. А. Н. Ласточкин отмечает [ 2], что реальная земная поверх¬
ность удовлетворяет только первому из этих условий: поверхность может пере¬
сечь одну и ту же вертикаль несколько раз (пещеры, ниши, нависающие склоны),
что нарушает однозначность; непрерывность, предусматривающая бесконечно
малые приращения высоты при бесконечно малых приращениях горизонтальных
координат, нарушается на отвесных обрывах; плавные линии профилей и
горизонталей отражают только континуальность земной поверхности, не отражая
ее дискретности.
3.	Дискретизация земной поверхности должна проводиться по структурным
линиям, которые строятся на основании анализа поля высот — по экстремальным
значениям высот, их первых и вторых производных.
4.	Понятие об элементах рельефа — точечных, линейных, площадных — обла¬
дает масштабной универсальностью, если отказаться от генетического принципа
их выделения и определения, а использовать лишь их морфологические харак¬
теристики [6].
5.	Попытки создать классификацию геоморфологических образований, осно¬
ванную «на их габаритных параметрах (размерах) и на предполагаемой корре¬
ляции последних с их историко-генетическими характеристиками», противоречат
идее о полимасштабности единиц дифференциации и потому не нужны [ 7].
Этим, конечно, далеко не исчерпываются идеи А. Н. Ласточкина, но в дальней¬
шем речь пойдет именно об этих тезисах — в том порядке, в котором они
перечислены выше.
1.	«Термины рельеф и земная поверхность не являются синонимами» [ 1, с. 32].
С этим спорить не приходится: земная поверхность — это поверхность раздела
разных физических сред, а рельеф — ее форма [8], или совокупность очертаний
[9], или, по А. Н. Ласточкину — единство состава и структуры земной поверхности
[1, с. 31]. Но едва ли верно то, что рельеф существует не объективно, а только в
созданных нами моделях. Ведь любая поверхность реально имеет какую-то фор¬
му, а модели отражают ту или иную степень приближения к этой форме, опреде¬
25

ляемую не только возможностями, но и целями исследования. Модель — хотя бы
мысленная — обязательно строится при любом исследовании или описании рель¬
ефа. В дальнейших рассуждениях речь будет идти о рельефе, т. е. форме земной
поверхности и о его изображениях на картах. Не следует противопоставлять
земную поверхность как континуальное образование рельефу как образованию
дискретному, «совокупности форм». Земной поверхности свойственны как
континуальность, так и дискретность, о чем пишет и А. Н. Ласточкин [ 2, с. 49].
Говоря о рельефе как о форме, или очертаниях земной поверхности, мы
превращаем словосочетание «форма рельефа» в тавтологию. Но это сочетание
настолько прочно вошло в научный обиход, что с ним, видимо, придется
смириться. Употребляется же термин «проходимость» применительно к машине,
хотя с точки зрения грамматики пассивная форма здесь абсурдна: можно говорить
о проходимости болота или леса, но не машины.
2.	В горной геометрии используются «поверхности топографического поряд¬
ка». Можно графически произвести с ними любые математические действия — от
сложения и вычитания до дифференцирования и интегрирования [5, с. 9—10]. Но
для того, чтобы функция дифференцировалась, она должна быть непрерывной и
плавной, а этими свойствами реальная земная поверхность не обладает. Отсюда
делается вывод, что топографическая карта не может быть хорошей моделью
земной поверхности. Сложилась парадоксальная ситуация:
—	сначала сделали плохую графическую модель земной поверхности;
—	затем приняли в качестве нормы те свойства, которыми обладает не земная
поверхность, а модель;
—	перестали признавать топографической моделью все то, что этой норме не
удовлетворяет;
—	потребовали от самой земной поверхности, чтобы она удовлетворяла
принятой нами норме (а она не удовлетворяет);
—	теперь сетуем, что модели подобного рода никуда не годятся.
Переделать исследуемый объект не в наших силах. Не проще ли изменить
требования к его моделям? Оставим горной геометрии термин «поверхность топог¬
рафического порядка» вместе с требованиями к этой поверхности, а топог¬
рафические карты будем делать, исходя из свойств реального рельефа. Кстати, мне
не приходилось встречать инструкции, которые требовали бы от рисовки горизонта¬
лей плавности и непрерывности, но традиция такой рисовки существует давно, ее
нужно преодолеть. А. Н. Ласточкин пишет, что едва ли справедливо требовать от
картографов, чтобы они строго фиксировали особенности строения и, тем более,
происхождения рельефа, которые и геоморфологами до сих пор фиксируются нестро¬
го [10]. Этого от картографов никто и не требует: нужно только рисовать горизонтали
так, чтобы они соответствовали реальному рельефу земной поверхности. Такая
рисовка, надо полагать, очень затруднена там, где рельеф не виден — на дне водо¬
емов любых размеров, и здесь на помощь приходят геоморфологические представ¬
ления о строении и происхождении рельефа [11]; что же касается видимого рельефа,
то излишнее углубление в проблемы его происхождения может привести к вольной
или невольной подгонке фактов под идею. Должно работать старинное правило:
«Пишем, что наблюдаем, а чего не наблюдаем, того не пишем».
Нельзя требовать от карты рельефа в горизонталях плавности, непрерывности
и однозначности. Вполне допустимы резкие изломы горизонталей, знаки обрывов,
слияние горизонталей. В очень крупных масштабах (1 : 10000 и крупнее) можно
даже ввести знаки, отражающие неоднозначность земной поверхности; рельеф
пещер — это отдельный предмет картографирования, на топографических картах
отмечаются только входы в них, а нависающие склоны и ниши могут быть
изображены там, где позволяет масштаб (рисунок).
3.	Чтобы выделить формы рельефа, нужно разделить единую земную поверх¬
ность на части. Предложенный А. Н. Ласточкиным способ — использовать для
проведения границ экстремальные значения высот, а также их первых и вторых
производных — привлекает своим изяществом. Но чтобы продифференцировать
26

Возможный способ рисовки нависающего склона (а) и ниши (б) на топографической карте
1 — горизонталь, 2 — горизонталь под нависающими массами породы, 3 — обрыв, 4 — бровка нависа¬
ющего склона, 5 — береговая линия и водная поверхность
функцию, ее нужно прежде всего надежно задать. Функция может быть задана
тремя способами: аналитическим, табличным и графическим. Если когда-то будет
открыта формула, позволяющая при помощи доступных исходных данных с
достаточной степенью точности определить высоту любой точки, это будет
означать, что геоморфология решила все поставленные перед ней задачи и себя
исчерпала; до этого, кажется, еще далеко. Табличный способ задания функции
используется, и с его помощью решаются аналитические задачи: множество
точек с известными горизонтальными и высотными координатами составляет
высотное обоснование карт, и операции с этим множеством можно
производить, минуя обычную процедуру составления карт [12]. Однако сеть
высотных отметок довольно редка и дает лишь общее представление о
рельефе. Графический же способ задания — это карты в горизонталях, о каче¬
стве которых кто только ни писал. Провести по ним водораздел или тальвег
можно; определить крутизну склона, т. е. взять первую производную высоты по
горизонтальным координатам можно лишь по крупномасштабным картам; что же
касается второй производной, то взять ее практически невозможно: точность карт
не позволяет найти места перегибов, переходов от выпуклых склонов к вогнутым
и т. д. Пресловутая укладка горизонталей очень живуча. Цифровые модели рель¬
ефа строятся либо по высотному обоснованию, о котором уже говорилось, либо по
тем же самым топографическим картам, добавляя к неточности карт еще ошибки,
получаемые при снятии высот с карты. Брать же данные о высотах со снимков по
стереомодели крайне сложно, фактически задача сводится к тому, чтобы рисовать
горизонтали заново.
Таким образом, пока нет карт, хорошо изображающих рельеф, структурные
линии, построенные на основании первых и вторых производных от высоты,
недостаточно надежны. Гребневые линии и тальвеги, линии перегибов склонов,
переходов от выпуклого склона к вогнутому и т. д. проще и надежнее отрисовы¬
вать по снимкам — непосредственно в поле или по стереомодели. Иногда же
геоморфологическая граница, имеющая генетический или возрастной смысл, во¬
обще не выражена морфологически; такими могут быть границы между дену¬
дационной и аккумулятивной частями делювиального склона, между абразионной
и аккумулятивной поверхностями одной и той же террасы и др.
4. Масштабная универсальность элементов рельефа хороша и полезна, пос¬
кольку речь идет только о морфологии. Но отказаться от генезиса и возраста —
значит убить сущность геоморфологии. Когда же мы переходим к генезису и
возрасту, размер форм и элементов рельефа приобретает большое значение.
Принцип масштабной универсальности элементов рельефа предусматривает воз¬
можность определить крутизну склона по карте любого масштаба для любого
27

склона — от макросклона крупной горной системы до склона прируслового вала.
Однако сложность заключается не только в том, что крутизна макросклона горной
системы, в отличие от видимой, ощущаемой крутизны прируслового вала или
моренного холма,— величина осредненная, обобщенная; дает себя знать еще и
явное ухудшение качества рисовки рельефа с уменьшением масштаба карты, о
чем мне уже приходилось писать [ 13].
5. С генетической точки зрения крупные и мелкие формы и элементы рельефа
весьма различны, даже если морфологически они сходны. И в генетической
классификации форм рельефа не обойтись без разделения последних по размеру,
который должен стать одним из важных классификационных признаков.
По-моему, наиболее спорные положения в построениях А. Н. Ласточкина
возникают, во-первых, из-за не всегда оправданного стремления придать им
всеобщность и, во-вторых, вследствие желания решить все проблемы, основыва¬
ясь только на морфологических данных. А в качестве раздела общей геоморфо¬
логии его взгляды интересны и ценны, о чем свидетельствует написанное им
учебное пособие [14]. Ю. К. Ефремов более сорока лет назад высказал сожаление
по поводу отсутствия морфографии в курсах общей геоморфологии [ 9].
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Ласточкин А. Я. Морфодинамический анализ. Л.: Недра, 1987. 256 с.
2.	Ласточкин А. Я. Морфодинамическая концепция общей геоморфологии. Л.: Изд-во ЛГУ, 1991. 218 с.
3.	Ласточкин А. Я. Рельеф земной поверхности: Принципы и методы статической геоморфологии. Л.:
Недра, 1991. 340 с.
4.	Ласточкин А. Я. Морфодинамическая парадигма геоморфологии//Проблемы теоретической гео¬
морфологии. М.: Наука, 1988. С. 41—54.
5.	Рыжов П. А. Геометрия недр. М.: Недра, 1964. 500 с.
6.	Ласточкин А. Я. Понятие об элементах в геоморфологической науке// Геоморфология. 1988. № 3.
С. 3—12.
7.	Ласточкин А. Я. Принципы морфотектонического районирования (на примере территории СССР)//
Вестник ЛГУ. Геология, география. 1991. Вып. 3 (№ 21). С. 37—49.
8.	Флоренсов Я. А. Некоторые аспекты понятия «возраст рельефа»//Геоморфология. 1976. № 1. С. 13—21.
9.	Ефремов Ю. К. Опыт морфологической классификации элементов и простых форм рельефа//Воп¬
росы географии. Сб. 11. М.: Географгиз, 1949. С. 109—136.
10.	Ласточкин А. Н. Элементаризация рельефа и язык его геометрии (ответ оппонентам) //Геоморфо¬
логия. 1990. № 2. С. 36—38.
11.	Ласточкин А. Я, Акопов Э. Н. Использование морфологической системы картографирования
подводного рельефа//Технология топографического картографирования шельфа. М.: Наука, 1988.
С. 114—143.
12.	Крхо Й. Цифровая модель местности с точки зрения морфометрического анализа//Картография
(Сб. переводных статей). Вып. 2. М.: Прогресс, 1983. С. 92—108.
13.	Лазаревич К. С. Гипсометрическая карта как частная геоморфологическая карта//Геоморфология.
1991. №2. С. 38—45.
14.	Ласточкин А. Н. Общая геоморфология: Учение о морфологии рельефа. СПб.: Недра, 1991. 105 с.
Госцентр «Природа»	Поступила в редакцию
02.02.93
THE EARTH SURFACE AND ITS DISCRETE EVALUATION
K. S. LAZAREVICH
Summary
Contrary to views of A. N. Lastochkin, discussed in the paper, the author is of opinion that the topography
representation on maps by means of isolines is not necessarily continuous, gradual and unambiguous. Landforms
and their elements should be identified using structural lines based on extreme values of elevations, their 1st and
2nd derivatives; that, in turn, requires the elevations to be rigorously set as a function of horizontal coordinates,
which is not possible as yet. Hierarchic classification of the surface landforms is needless if only morphology
matters, though it becomes necessary when the genesis and age of the relief are considered.
28

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№4
1994
ЭКОЛОГИЧЕСКАЯ ГЕОМОРФОЛОГИЯ
УДК551.588.7( 470.51)
© 1994 г. В. И. СТУРМАН
О ВЛИЯНИИ РЕЛЬЕФА НА ЗАГРЯЗНЕНИЕ ГОРОДСКОЙ ТЕРРИТОРИИ
(НА ПРИМЕРЕ г. ИЖЕВСКА)
Действующая методика расчета рассеяния вредных выбросов в атмосфере
[1] предусматривает учет влияния рельефа только при перепадах высот более
50 м/км, поскольку при меньших величинах соответствующий коэффициент в
расчетной формуле принимается равным единице. Возможности прямого изу¬
чения состояния воздушной среды лимитируются относительно редкой сетью
постов наблюдения за загрязнением атмосферы. Их количество даже в круп¬
нейших городах недостаточно для выявления сложной, мозаичной картины расп¬
ределения загрязнений.
Практически неограниченные возможности повышения детальности исследо¬
вания загрязнения создает картографирование депонирующих сред: почв, снега,
растительных тканей и донных отложений [2]. Состав загрязнений в
динамических и депонирующих средах различен. Но поскольку источники загряз¬
нений общие, существуют корреляционные связи между концентрациями одних и
тех же металлов в почве, воздухе и снеге [ 3]; воздухе и растительных тканях [ 4] и
даже, по нашим данным, между суммарными показателями загрязнения почв,
снега и индексами загрязнения атмосферы (R = 0,723 по 25 пунктам в 3 городах)
или только между суммарными показателями загрязнения почв и индексами
загрязнения атмосферы (г = 0,515 по 53 пунктам в 9 городах) [5]. Степень загряз¬
ненности почв и снега металлами отражает присутствие в воздухе не только их,
но и других наиболее распространенных ингредиентов, таких, как диоксид серы,
диоксид азота, оксид углерода, пыль [ 2, 5].
Изучение загрязненности металлами почв и снега г. Ижевска проведено нами
на основе методики, разработанной в ИМГРЭ РАН [ 6]. На составленных полиэле-
ментной и моноэлементных картах прослеживаются определенные закономер¬
ности в расположении аэрогенных геохимических аномалий.
Наиболее мощная как по интенсивности, так и по площади аномалия на¬
ходится в пониженной центральной части города, где расположен крупнейший
машиностроительно-металлургический комплекс (рисунок). Восточный край этой
аномалии совпадает с левым коренным склоном долины р. Иж, крутизной 3—5° и
относительной высотой 50—60 м. Этот край аномалии относительно четок: пере¬
ход от опасного уровня загрязнения (суммарный показатель Zc от 32 до 128) к
допустимому (Zc до 16) происходит в полосе шириной от 100 м до 1 км. Западный
край аномалии, соответствующий пологому правому склону долины р. Иж,
отличается размытостью и большей шириной. Северный край аномалии
приходится на акваторию пруда; южный сливается с гидрогенными аномалиями в
пойме р. Иж. Как видно из рисунка, форма аномалии в плане практически не
связана с розой ветров. Аномалия вытянута в юго-восточном направлении, не¬
смотря на преобладание юго-западных ветров, что объясняется комплексом
причин, в том числе отклонением воздушного потока в приземном слое в направ¬
лении широкой поймы при слиянии рек Иж, Позимь и Карлутка. Значительное
29

Картосхема загрязненности территории г. Ижевска, прилегающей к долине р. Иж
1 — гидросеть, 2 — контур застройки, 3 — бровка левого коренного склона долины р. Иж. Уровни
загрязнения почвы металлами: 4—допустимый (Zc до 16), 5 — умеренно-опасный (Zc 16—32), 6 —
опасный (Zc 32—128), 7 — чрезвычайно опасный (Zc >> 128), 8 — границы участков с разными
уровнями загрязнения, 9 — роза ветров для Ижевска (год) [7]
совпадение границы контура аномалии и бровки склона (рисунок) дает основание
сделать вывод о барьерной роли данного склона. В 4—5 км к востоку от р. Иж
протекает в асимметричной долине р. Карлутка. Ее относительно крутой левый
склон (западной экспозиции) также является барьером, ограничивающим распрост¬
ранение аномалий, приуроченных к отдельным предприятиям и автомагистралям.
Наряду с 16 крупными аномалиями, связанными с конкретными источниками,
в пределах города и пригородной зоны выделено более 50 мелких, локальных
аномалий, происхождение которых не всегда может быть однозначно истолкова¬
но. Они располагаются в самых разных планировочных зонах города: в районах
частной и многоэтажной жилой застройки, вблизи мелких предприятий и гаражей
и даже в пригородных лесах и на садово-огородных участках. К мелким положитель¬
ным формам рельефа (водораздельным холмам «пугам», межбалочным водоразде¬
лам) приурочено 18 аномалий из 52, что многократно превышает долю указанных
элементов рельефа в территориальной структуре. Если же из 52 мелких аномалий
вычесть 13, связанных с конкретными источниками загрязнения, их доля ста¬
новится еще более существенной. Из 18 мелких аномалий, приуроченных к
положительным формам рельефа, 16 располагаются вблизи западного, южного и
восточного краев основной аномалии (рисунок) и, как правило, близки к ней по
составу. Вероятно, на повышенных элементах рельефа усиленно осаждаются
пыле-газовые выбросы промышленных предприятий. В мелких отрицательных
формах (оврагах, балках) загрязнение снижено по сравнению с окружающими
участками.
Таким образом, рельеф Ижевска оказал на перераспределение загрязнений
неоднозначное влияние. Относительно крупные формы (речные долины) воздей¬
ствовали на процесс перераспределения активно, изменяя местную циркуляцию.
Участие мелких форм рельефа в перераспределении загрязнений может быть
оценено как пассивное. Здесь, вероятно, сказалось определяемое микрорельефом
расстояние от поверхности земли до располагающегося на некоторой высоте слоя
воздуха, в котором осуществляется максимум переноса загрязнений. Судя по
размаху высот малых форм рельефа, высота этого слоя (или, по крайней мере, его
нижней границы) не превышает первых десятков метров.
зо

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Методика расчета концентраций в атмосферном воздухе вредных веществ, содержащихся в выбросах
предприятий (ОНД-86). Л.: Гидрометеоиздат, 1987. 95 с.
2.	Геохимия окружающей среды/Сает Ю. В., Ревич Б. А., Янин Е. П. и др. М.: Недра, 1990. 335 с.
3.	Волох А. А. Оценка уровня загрязнения атмосферного воздуха территорий хозяйственного освоения:
Автореф. дис. ... канд. геол.-мин. наук. М.: ИМГРЭ. 1992. 22 с.
4.	Тютюник Ю. Г. Ландшафтный подход к изучению полей атмосферного загрязнения городов тяже¬
лыми металлами//География и природ, ресурсы. 1993. № 1. С. 54—59.
5.	Стурман В. И. Экологическое картографирование на основе показателей разбавления и корре¬
ляционных связей между эмпирическими и расчетными показателями//Геоинформационное кар¬
тографирование. Сб. М. филиала РГО. 1993. С. 84—94.
6.	Методические рекомендации по геохимической оценке загрязнения территории городор химическими
элементами. М.: ИМГРЭ, 1982. 112 с.
7.	Климат Ижевска/Ц. А. Швер. Л.: Гидрометеоиздат, 1979. 135 с.
Удмуртский госуниверситет	Поступила в редакцию
28.01.93
ON THE TOPOGRAPHIC CONTROL OF THE URBAN TERRITORY POLLUTION
(WITH SPECIAL REFERENCE TO IZHEVSK)
V. L STURMAN
Summary
A jschematic map is compiled showing pollution of the Izhevsk city territory. Boundaries and configuration
of pollution anomalies appear to depend on specific landforms. Large landforms, such as river valley exert active
control over pollution distribution, affecting local circulation. Small landforms passively influence the lower air
layer in which pollutants transport primarily proceeds. The layer’s thickness in not more than first tens of meters.
УДК 551.4:577.4
© 1994 г. В. M. ЯЦУХНО, С. И. КУЗЬМИН, Ю. П. КАЧКОВ
ЭКОЛОГО-ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОЕ ОБОСНОВАНИЕ АГРАРНОГО
ПРИРОДОПОЛЬЗОВАНИЯ (НА ПРИМЕРЕ ХОЛМИСТО-МОРЕННОГО
РЕЛЬЕФА)
К настоящему времени в геоморфологии накоплен довольно значительный
опыт экологических обобщений и конкретных результатов их практического
применения. Несмотря на некоторую неопределенность и дискуссионность
понятия «экологическая геоморфология», это важное и перспективное направ¬
ление, помогающее решать многие экологические проблемы [1—7]. По нашему
глубокому убеждению, рельеф играет двойственную роль при формировании и
последующем развитии геосистем разного иерархического уровня, а также
присущих им процессов и явлений. С одной стороны, рельеф выступает как весьма
действенный и выразительный фактор пространственной дифференциации и
интеграции природной среды, с другой — через свое вещественно-энергетическое
начало рельеф во многом предопределяет скорость и интенсивность массо- и
энергопереноса в геосистемах. Подобный, в первую очередь экологический взгляд
на роль геоморфологии, требует от представителей этой науки безотлагательного
переосмысления некоторых устоявшихся концептуальных положений, каса¬
ющихся предмета изучения земной поверхности. Пожалуй, впервые на это недав¬
но обратили внимание Ю. Г. Симонов и Д. А. Тимофеев, которые отметили, что
31

«назрела острая необходимость от традиционного анализа эндогенных (тек¬
тонических) и экзогенных процессов переходить к более сложному, но и более
интересному и перспективному анализу взаимодействия сфер, оболочек, масс,
типов энергии, отражающихся в морфологии, эволюции, происхождении земной
поверхности» [ 3, с.10].
Особенно велики значимость и практическая ценность такого подхода при эколо¬
го-геоморфологическом обосновании рационального аграрного природопользования.
Как известно, оно по своему функциональному назначению и пространственной
выраженности относится к так называемому прямому ресурсопотреблению [8, 9], при
котором природные геосистемы выступают в качестве непосредственных источников
ресурсов, условий развития сельскохозяйственного производства и предметов прило¬
жения труда. Кроме того, использование земель в его целях в большинстве случаев
предопределяется рельефом. В первую очередь рельеф и приуроченный к нему
почвенный покров — наиболее весомые факторы, вынуждающие дифференцирован¬
но подходить к формированию территориальной структуры и использованию сель¬
скохозяйственных угодий, размещению культурных агрофитоценозов, выбору и
внедрению рациональных земледельческих технологий.
Многовековой опыт аграрного природопользования свидетельствует о том, что
пренебрежение или игнорирование почвенно-геоморфологическими закономер¬
ностями географической среды ведет к довольно быстрой ее деградации и невос¬
полнимым экологическим потерям. Нередко они наносят не только существенный
хозяйственно-экономический ущерб, но и заметно снижают качество и комфорт¬
ность природной среды.
Традиционно геоморфологические исследования применяются в области аг¬
рарного природопользования при обосновании и разработке рекомендаций по
противоэрозионной защите сельскохозяйственных земель. Практические резуль¬
таты подобных работ подтверждают, что без глубоких знаний об особенностях
проявления эрозионно-аккумулятивных процессов, морфометрических харак¬
теристиках рельефа, закономерностях его строения, без определения направлен¬
ности хода современного рельефообразования успешно решить вышеуказанную
проблему не представляется возможным [ 10]. Особенно это касается
формирования эрозионнобезопасной структуры землепользования на склонах,
тесно увязанной со строением рельефа [11, 12]. Нисколько не умаляя важность и
ценность подобных работ, мы считаем, что основной задачей эколого-геоморфо¬
логического обоснования аграрного природопользования, включающего разра¬
ботку противоэрозионных мероприятий, является формирование зональных и
локальных почво- и водоохранных систем сельскохозяйственного землепользо¬
вания и конструирование экологически устойчивых агроландшафтов. Решение
этой задачи возможно лишь при детальном выявлении геоморфологических зако¬
номерностей и анализе взаимосвязей между рельефом и современными геоморфо¬
логическими процессами, структурой и характером землепользования в
различных природно-территориальных условиях.
Особую значимость подобные исследования приобретают применительно к
агроландшафтам холмистого рельефа ледниковой аккумуляции, отличающегося
довольно высоким эрозионным потенциалом (25,0—52,0 м3/га(год) [13],
интенсивным проявлением денудации и аккумуляции, а также резкой контраст¬
ностью ландшафтных структур [14]. Кроме того, в этих регионах,— довольно
древних очагах длительного и интенсивного земледелия,— за последние несколь¬
ко десятилетий проведены крупномасштабные мелиоративные мероприятия. По¬
добный экстенсивный путь использования холмисто-моренных территорий, соче¬
тающийся с ростом энергетических затрат по повышению плодородия почв,
приводит к ликвидации естественных механизмов регулирования процессов в
геосистемах и разрушению их природного потенциала. Единственной альтер¬
нативой этой тенденции может стать только адаптивная система рационального
землепользования, базирующаяся на максимально дифференцированном учете
компонентов природной среды и прежде всего рельефа. При этом на первый план
32

Рис. 1. Распределение склонового стока по основным типам холмисто-моренного рельефа
А — пологоволнистого, Б — мелко- и среднехолмистого, В — крупнохолмистого. 1 — вершинные
поверхности, 2 — поверхности склонов, 3 — межхолмные понижения, 4 — днища небольших котловин,
5 — границы элементарных водосборов, 6 — направление линий тока, 7 — концентрированный сток
должны выдвигаться территориальная таксономия рельефа, его морфологические и
морфографические показатели, а также детально изучаться взаимная соподчиненность
различных элементов холмисто-моренного рельефа. Структурно-динамические свой¬
ства последних обусловливаются довольно сложным морфографическим и лито¬
логическим строением и чередованием неодинаковых по вертикальным и горизонталь¬
ным размерам холмов, наличием межхолмных котловин и разветвленных ложбин
стока. В целом для него характерны весьма пестрые и мозаичные системы миграции
жидкого и твердого стока, что в свою очередь предопределяет частые смены дену¬
дации, транзита и аккумуляции (рис. 1).
Детальные морфометрические исследования позволяют довольно обоснованно
провести типизацию холмистого рельефа и прежде всего отдельных холмов. Для
характеристики последних наиболее приемлемо использование относительных
высот в метрах и занимаемой ими площади в гектарах [15]. Можно выделить
низкие холмы с относительной высотой Н до 10 м и площадью S — до 5 га, средние
холмы(Н — 10—25 м, S — 5—25 га) и крупные холмы (Н — >25м, S — >25 га).
При преобладании в рельефе мелких холмов с пологими склонами до 3° поверх¬
ность приобретает волнисто-увалистый характер, различия между отдельными
холмами становятся едва заметными. Моренные холмы с покатыми и крутыми
склонами, как правило, изолированы, нередко осложнены микро- и наноформами:
замкнутыми котловинами, бессточными ложбинами, небольшими уступами и тер¬
расами напахивания.
Далее можно выделить отдельные типы холмисто-моренного рельефа. 1. Отдель¬
ные холмы с простыми склонами, для которых характерен однонаправленный
гравитационный поток вещества. 2. Изолированные холмы с плоскими вершинами,
автономными в ландшафтно-экологическом отношении. Процессы перемещения
вещества приурочены к склонам. 3. Холмы сложной формы отличаются мозаичным
распределением денудационных процессов, в том числе и на вершинных частях.
4.	Межхолмные котловины и ложбины стока, зоны накопления смытого ма¬
териала, отличающиеся неустойчивым водным режимом. Таким образом, в основу
предложенной морфографической типизации форм холмисто-моренного рельефа
положены особенности их профиля и расположения линий тока. В зависимости от
2 Геоморфология, № 4
33

пространственного сопряжения элементов рельефа, а также условий увлажнения
и особенностей горизонтальной и вертикальной миграции вещества каждой выде¬
ленной группе холмисто-моренного рельефа соответствуют следующие ландшаф¬
тно-экологические комплексы: плакорные, сложнохолмистые, склоновые и межхол-
мных котловин. Так, для плакорного характерно преобладание вертикального пере¬
мещения вещества. Для сложнохолмистого ведущими факторами дифференциации
локальных ландшафтных структур являются микрорельеф и литология. Склоновые
ландшафтно-экологические комплексы отличаются мозаичным сочетанием зон
эрозии, транзита и аккумуляции почвенного субстрата. Наконец, глубины межхолм-
ных котловин, находящихся в гидроморфных условиях, в результате аккумуляции
большого количества делювия постепенно уменьшаются.
В целом для большинства районов с холмистым ледниковым рельефом одним
из основных и наиболее действенных факторов дифференциации ландшафтно¬
экологических условий является поверхностный смыв, а на коротких и крутых
склонах, при применении современных сельскохозяйственных орудий, господст¬
вует агротехническая эрозия. Она, как правило, приурочена к вершинам холмов
и верхним частям склонов. В результате на склонах и границах угодий образуются
свальные валы, отпашки, напашки и напашные террасы [17]. Совместное влияние
водно-эрозионных процессов и агротехнологической эрозии — причина интенсивной
денудации холмисто-моренного рельефа. Ее негативное экологическое влияние про¬
является не только в заметном уменьшении плодородия сельскохозяйственных
угодий, но и в увеличении пространственной неоднородности почвенного покрова.
Сопоставление индексов неоднородности современных структур почвенного покрова
с индексами неэродированных почв (предполагается, что последние были идентичны
или близки к ним до начала аграрного освоения холмисто-моренного рельефа)
позволило проследить пространственное изменение почвенного покрова за период
их сельскохозяйственного использования [18].
Установлено, что за агрикультурный период неоднородность почвенного пок¬
рова за счет процессов денудации возросла в пределах мелко- и среднехолмистого
рельефа почти в 2,0, крупнохолмистого — в 1,6 и пологоволнистого моренного
рельефа — в 1,2 раза [19].
Казалось бы, денудацию холмисто-моренного рельефа возможно уменьшить,
используя современные агротехнологические мероприятия. Однако
практически это крайне затруднено в условиях преобладания здесь довольно
коротких и разнонаправленных склонов, меняющих крутизну на небольших
расстояниях. Разветвленная система линий тока не позволяет выбрать основное
направление противоэрозионной обработки земель, а в некоторых случаях
поверхностный сток концентрируется и усиливает эрозию. Поэтому
применительно к холмисто-моренным агроландшафтам рациональное земле¬
пользование должно базироваться на длительных и постоянных мероприятиях по
оптимальной территориальной организации сельхозугодий, пространственная
структура которых тесно увязывается с особенностями рельефа агроландшаф¬
тов. При этом главный вопрос — определение оптимального размера, формы и
конфигурации элементарного эколого-технологического участка — как
первичной пространственной единицы сельхозугодий, системы севооборотов,
природно-хозяйственной оценки земель [9, 11].
Их определение предлагается основывать не на показателях агротехнологиче-
ского удобства обработки земель и эффективности использования на них
машинно-тракторных агрегатов, а на максимальном соответствии локальным
почвенно-геоморфологическим условиям. Этого можно достичь, если элементар¬
ные эколого-технологические участки будут совпадать или занимать часть эле¬
ментарных водосборов [ 20]. С этой целью нами проанализирована современная
структура земельных угодий на экспериментальном участке общей площадью
более 3,0 тыс. га, целиком расположенном в районе развития холмисто-моренного
рельефа валдайского оледенения (Беларусь, Витебская область, Браславский
район). Впоследствии контуры сельхозугодий (эколого-технологические участки)
34

Рис. 2. Площади (S, га) эколого-технологических участков (/) и элементарных водосборов (2)
Типы рельефа: А — пологоволнистый, Б — мелко- и среднехолмистый, В — крупнохолмистый
Рис. 3. Взаимосвязь между размерами площадей (5, га) эколого-технологических участков (I),
элементарных водосборов (II) и максимальными длинами линий тока (L, м)
1 — эколого-технологические участки, 2 — элементарные водосборы. Штрих-пунктир — оптималь¬
ные размеры эколого-технологических участков и длин линий тока
были сопоставлены с элементарными водосборами, выделенными по гипсо¬
метрическим картам масштаба 1:10 000 и 1 : 5000 (рис. 2). Распределены эти два
показателя в различных типах холмисто-моренного рельефа довольно неравно¬
мерно. Так, на мелко- и среднехолмистом, а также крупнохолмистом рельефе
обрабатываемые участки по площади превышают элементарные водосборы.
Очевидно, в подобных случаях не учитываются естественные морфологические
границы. Особенно это характерно для участков площадью от 2 до 5 га, которые
занимают более 60% всей площади сельхозугодий. Несколько ниже эти показа¬
тели для пологоволнистого рельефа, где наблюдается более тесная взаимосвязь
между размерами элементарных эколого-технологических участков и водосбо¬
ров. Это свидетельствует о том, что в условиях пологоволнистого рельефа струк¬
тура земельных угодий более полно соответствует структуре элементарных водо¬
сборов. Подобное соответствие — дополнительный фактор ослабления
эрозионных процессов, а также создания условий для формирования более одно¬
родных полей.
2*
35

В связи с этим вполне справедлив вопрос о предельно допустимых размерах
элементарных эколого-технологических участков в условиях холмисто-моренного
рельефа. С этой целью нами проанализирована взаимосвязь между величинами, с
одной стороны, площадей таких участков и элементарных водосборов, и с другой —
максимальной длиной линий тока в их пределах (рис. 3). Нетрудно сделать вывод, что
элементарные эколого-технологические участки, не превышающие примерно 4 га,
соответствуют площадям элементарных водосборов. При крупноплощадном зем¬
лепользовании преобладают участки, отличающиеся от элементарных водосбо¬
ров (4 га). Именно по этой причине в холмисто-моренных ландшафтах усилива¬
ются эрозионно-аккумулятивные процессы, растет внутриполевая неоднород¬
ность, увеличивается гидрохимический вынос веществ. Однако даже при предель¬
но допустимой площади эколого-технологического участка в 4 га полностью
избежать эрозии в областях холмисто-моренного рельефа невозможно. Расчет
потенциального смыва почв показал, что его величина при длине тока в среднем
140 м составляет на склоне в 3° — 2,1; 5° — 5,3; 7° — 8,6 м3/га. Приостановить
смыв до безопасного уровня не уменьшая, а по возможности увеличивая про¬
дукцию растениеводства, возможно путем лишь внедрения противоэрозионных
севооборотов[21].
Слабый учет локальных геоморфологических различий агроландшафтов, пов¬
семестное укрупнение массивов земель вопреки геоморфологической предопреде¬
ленности их природного разнообразия приводит в конечном счете к потере про¬
дуктивности почв и низким урожаям сельскохозяйственных культур.
Предлагаемые эколого-геоморфологические рекомендации по рациональному
землепользованию могут быть использованы в первую очередь в гумидной зоне,
отличающейся мозаичностью ландшафтов, разнообразием и неоднородностью
геоморфологических условий.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Тимофеев Д. А. Экологическая геоморфология: объект, цели и задачи//Геоморфология. 1991. № 1.
С. 43—48.
2.	Кружалин В. И., Л у каше в А. А., Симонов Ю. Г. и др. Геоморфологические исследования в решении
экологических проблем//Вести. МГУ. Сер. 5. География. 1992. № 4. С. 14—20.
3.	Симонов Ю. Г., Тимофеев Д. А. Геоморфология и проблемы изучения окружающей среды//Изв. АН
СССР. Сер. геогр. 1989. № 4. С. 8—15.
4.	Barsch D. Geomorphology and geoecology//Z. Geomorphol. 1990. V. 34. № 79. P. 39—49.
5.	Coates D. K. Perspectives of Environmental Geomorphology//Z. Geomorphol. 1990. V. 34. № 79. P. 83—117.
6.	Environmental and dynamic geomorphology: Case studies in Hungary. Budapest: Acad. Kiado, 1985. 220 p.
7.	Матвеев А. В. Современная динамика рельефа Белоруссии и проблемы рационального природополь¬
зования//Вопросы прикладной геоморфологии. Минск: Наука и техника, 1988. С. 3—12.
8.	Рунова Т. Г. Территориальная организация природопользования как географическая проблема//Изв.
АН СССР. Сер. геогр. 1987. № 5. С. 15—23.
9.	Яцухно В. М., Помелов А. С. Территориальная организация агроландшафтов и вопросы оптимизации
природной среды//География и природ, ресурсы. 1990. № 2. С. 14—21.
10.	Тимофеев Д. А., Чернышев Е. П. Геоморфологические и гидрологические основы борьбы с
эрозионными процессами//Методологические аспекты современной конструктивной географии.
М.: Ин-т географии АН СССР, 1985. С. 110—116.
11.	Швебс Г. И. Контурное земледелие. Одесса: Маяк, 1985. 55 с.
12.	Контурно-мелиоративное земледелие. Методические рекомендации. Новосибирск: Наука, 1982. 85 с.
13.	Рачинскас А. С. Закономерности эрозии почв и методы их выявления (на примере Литовской ССР):
Автореф. дис. ...д-ра геогр. наук. М.: МГУ, 1983. 46 с.
14.	Яцухно В. М., Василевская М. К., Ковриго П. А. и др. Геоэкологический анализ холмисто-морен¬
ных территорий и рациональное использование земель. Минск: Изд-во Бел. ун-та, 1990. 88 с.
15.	Басаликас А. Б. Разнообразие рельефа ледниково-аккумулятивной области//Материковое оледе¬
нение и ледниковый морфогенез: К VIII конгрессу ИНКВА. Вильнюс: Мокслас, 1969. С. 65—154.
16.	Медведев А. Г., Яцухно В. М. Механическая эрозия почв в условиях склоновых земель Бело¬
руссии//Докл. АН БССР. 1975. Т. XIX. № 12. С. 1111 —1113.
17.	Фридлянд В. М. Структура почвенного покрова. М.: Мысль, 1972. 424 с.
18.	Яцухно В. М. Агротехнологический микро- и нанорельеф обрабатываемых склоновых зе¬
мель//Вести. Бел. гос. ун-та. Сер. II. Химия, биология, геология, география. 1978. № 3. С. 54—57.
36

19.	Сталбов Р. Я., Качков Ю. П., Яцухно В. М. Характеристика структуры почвенного покрова
эродированных земель районов Валдайского оледенения//Почвоведение. 1979. № 9. С. 42—52.
20.	Тимофеев Д. А. Элементарные морфологические единицы как объект геоморфологического
анализа//Геоморфология. 1984. № 1. С. 19—29.
21.	Янскаускас Б. Н. Противоэрозионные севообороты//Интенсификация земледелия и ее влияние на
экологию. Минск: Изд-во Бел. ун-та, 1989. С. 30—32.
Белорусский государственный	Поступила в редакцию
университет	23.03.93
ENVIRONMENTAL-GEOMORPHOLOGICAL STUDIES AS A BASIS
OF AGRICULTURAL LAND USE (WITH SPECIAL REFERENCE
TO HILLY MORAINIC TOPOGRAPHY)
V. M. YATSUKHNO, S. I. KUZMIN, Yu. P. KACHKOV
Summary
Denudation processes in north-eastern Byelorussia depend on morphological characteristics of the hilly
morainic topography. Data on spatial organization and morphometry of the topographic types are consideres
together with modern structure of the land management. It appeared that soil erosion was at minimum in case
the field plots did not exceed the size of elementary catchments.
37

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 4	1994
НАУЧНЫЕ СООБЩЕНИЯ
УДК 551.435.36 (265.53)
© 1994 г. А. А. АКСЕНОВ, А. С. ИОНИН, Ф. А. ЩЕРБАКОВ
К ГЕОМОРФОЛОГИИ ПОБЕРЕЖЬЯ ОХОТСКОГО МОРЯ
К СЕВЕРО-ВОСТОКУ ОТ г. ОХОТСКА
Морфология и динамика берега, который описан в статье, отличаются
уникальными особенностями, что и побудило авторов, детально исследовавших
его в свое время, обобщить имеющийся материал с новых точек зрения и пред¬
ложить его к опубликованию.
В начале 50-х годов в этом районе побережья были проведены под руководством
Д. Е. Гершановича изыскания под строительство различных рыбохозяйственных
объектов. Работы эти дали большой фактический материал для решения постав¬
ленных практических задач. Следует, однако, отметить, что, как было принято в
то время, основное внимание было уделено динамике береговой зоны и петро¬
графическому составу наносов и некоторые важные с современных позиций геомор¬
фологии береговой зоны положения были затронуты в обобщении Д. Е. Гершановича
и Э. К. Забелиной [ 1] вскользь или вовсе не рассматривались.
Изученный нами участок побережья Охотского моря простирается от устьев
рек Охота и Кухтуй на юго-западе в районе г. Охотска и до озера Тунгар на
востоке района (рис. 1). Здесь расположены прежде всего наиболее протяженная
часть аккумулятивного берега, получившая развитие в пределах так называемой
Охотско-Кухтуйской тектонической депрессии, а также аккумулятивный участок
побережья в районе прибрежной низменности озера-лагуны Тунгар и долины
р. Большой Марекан. Два этих низменных аккумулятивных участка побережья
разделены возвышенностью так называемого Ланжинского среднегорного
массива, образованного комплексом изверженных пород мелового возраста. Как
видно на рис. 1 А, берег в районе Ланжинского массива образует пологий выступ
в сторону моря, будучи представлен серией абразионно-аккумулятивных пар, о
деталях строения которых будет сказано ниже. В пределах побережья Ланжинско¬
го массива в море впадает ряд мелких водотоков, имеющих, однако, в своих
устьевых частях довольно разработанные долины с террасами.
Описываемый в статье район северо-западного побережья Охотского моря, как
было указано нами ранее [ 2], располагается на границе раздела двух различных в
неотектоническом плане участков. Один из них — район с тенденцией к нисхо-
Рис. 1. Схема описываемого района с элементами геологического строения прибрежной суши,
расположением нивелирных профилей и некоторыми, наиболее типичными из них
А — схема геологического строения прилегающей суши; Б — нивелирные профили побережья в районе
оз. Тунгар. 1 — галечники современного пляжа и штормового вала; 2 — позднеголоценовый аллювий
рек (галечники, пески, суглинки); 3 — аллювий надпойменных террас раннего голоцена (галечники, пески,
супеси, суглинки, торфяники); 4 — аллювиально-делювиальные и озерно-болотные отложения позднеплей-
стоцен-голоценового возраста (галечники, пески, супеси, суглинки, торфяники); 5 — отложения морских тер¬
рас позднеплейстоцен-голоценового возраста (галечники, пески, суглинки, глины); 6 — верхнемеловые
граниты Ланжинского массива; 7 — субщелочные эффузивы палеогена; 8 — нижнепермские углистые и
песчано-глинистые сланцы с прослоями алевролитов; 9 — расположение нивелирных профилей и их номера;
10 — геологические границы; 11 — заторфованная, тундровая поверхность древних береговых валов; 12 —
участки этой поверхности, поросшие кедровым стланником; 13 — сложенная песками поверхность осушки
38

Os)
vO

Рис. 2. Наиболее характерные участки побережья Ланжинского массива
А — осыхающий во время отлива бенч перед коренным мысом; Б — широкий галечный пляж и
шлейфы грубообломочного материала, поступающего с абразионно-денудационных уступов; В —
галечный пляж, огибающий выступающий в море коренной мыс
дящим движениям земной коры в пределах упомянутой Охотско-Кухтуйской
депрессии, а другой — район Ланжинского массива и Тунгарской низменности с
признаками новейшего тектонического поднятия, особенно ярко проявля¬
ющимися в пределах массива. К северу от него, в районе низменности, указанные
40

признаки менее отчетливы, однако о тенденции к поднятию в ее пределах мы
можем говорить уверенно. Детальные исследования, проведенные авторами, и
особенно результаты нивелирований, представленные на рис. 1 Б, подтверждают
это.
Переходя к более подробному описанию геоморфологии исследованного
района, остановимся прежде всего на характеристике той части берега, которая
располагается в пределах Охотско-Кухтуйской депрессии. Это типичный акку¬
мулятивный берег, где от устья рек Охота и Кухтуй до отрогов Ланжинского
массива тянется пляж с современным штормовым валом, причем и та, и другая
формы рельефа сложены галечным материалом средней и крупной размер¬
ности. Лишь местами в пляжевых отложениях наблюдается небольшая примесь
песчаного материала. Штормовой галечный вал, высотой до 3—4 м, примыкает
к расположенной за ним болотисто-озерной низменности, сложенной в основ¬
ном аллювием (в значительной степени галечным), а также дельтовыми отло¬
жениями, хотя присутствует и небольшое количество лагунно-старичных обра¬
зований, по большей части представленных различными суглинками и супесями.
Следует отметить, что галечный материал пляжа прослеживается лишь до уреза
полной воды, в то время как осушка, обнажающаяся во время отлива, сложена
существенно песчаным материалом. За первым штормовым валом здесь прос¬
леживается 2—3 древних, уже заросших вала, которые образуют мощное тело
косы, отделяющей приустьевую лагуну реки Кухтуй от моря. Выполненные авто¬
рами нивелировки прибрежной полосы в районе г. Охотска подтверждают выска¬
занные ранее предположения, что данный участок исследованного побережья
можно считать тектонически относительно стабильным с некоторой тенденцией к
опусканию.
Наиболее своеобразным из исследованных участков является берег уже упо¬
мянутого Ланжинского массива. Это типичный берег абразионно-аккумулятивно¬
го типа с клифами, выработанными совместными процессами денудации и аб¬
разии в изверженных породах, образующих массив, и разделяющими их аккуму¬
лятивными участками. По существу берег Ланжинского массива представляет
собой чередование выступающих в море мысов, перед которыми нередко имеются
широкие бенчи, осыхающие во время отлива (рис. 2 А), и слабо вогнутых бухт с
отмершими абразионно-денудационными уступами и окаймляющими их галеч¬
ными пляжами, образующими аккумулятивные дуги этих бухт. Как видно на фото
(рис. 2 Б), с уступов непрерывно поступает крупнообломочный материал, пита¬
ющий галечные пляжи. Интенсивность поступления этого материала настолько
велика, что часто в летний, сравнительно мало штормовой период, галечные
пляжи оконтуривают даже сравнительно недалеко выступающие в море мысы
(рис. 2 В).
Следует сказать, что в пределах побережья Ланжинского массива имеются
участки берега с несколько иным строением. Так, вблизи мыса Марекан располо¬
жена бухта, ограниченная со стороны суши древним галечным валом высотой
порядка 5 м. За валом располагается не терраса, как на описанных выше берегах,
а довольно обширное понижение, по которому меандрирует небольшой ручей. На
тыльной стороне вала обнажаются глины и торф: это речные, болотные и лагун¬
ные отложения. Их залегание сейчас по крайней мере на 5 м выше уровня моря.
В этом районе имеются подобные бухты с прилегающим к коренному основанию
массива понижением, которое представляет собой древнюю лагуну, приустьевое
пространство речки и т. п. Затем идет древний морской галечный вал, местами
неширокая терраса той же высоты (около 5 м над уровнем моря). Ниже, в сторону
моря, следует уже пляж — современная морская терраса. Прибрежная терраса на
таких участках настолько широка, что коренной уступ местами оказывается
отмершим и подверженным лишь процессам интенсивного физического, главным
образом морозного, выветривания.
В направлении с запада на восток основная поверхность Ланжинского массива
постепенно повышается, в результате чего сразу же к востоку от мыса Марекан
41

увеличиваются количество и высота террас, в том числе и аккумулятивных.
Помимо основной абразионной террасы высотой 12—15 м и шириной несколько
километров, идущей от подножия гор, появляется и более низкая (5—7 м) терраса.
Она хорошо видна в основном по долинам и в устьевых частях крупных ручьев
типа отмеченного нами на карте (рис. 1 А) ручья Дорожный. Эта терраса в
основном аллювиальная, аккумулятивная, лишь местами цокольная (у самого
мыса Марекан). К террасе прислонен галечный береговой вал, морской склон
которого и образует современный пляж. Здесь, так же, как и в районе Охотска,
галька прослеживается только до уровня полной воды. Осушка же практически
вся покрыта песчаным материалом. Это характерно для всего берегового склона,
да и вообще для всей верхней части шельфа, что препятствует скатыванию гальки
с пляжа даже во время шторма.
Район Ланжинского массива ограничен с северо-востока устьями рек Большой
и Малый Марекан. Отсюда начинается обширная низменность с крупным озером
Тунгар в центральной части. От устья реки Большой Марекан на восток тянется
сплошной аккумулятивный галечный берег, однако и здесь на осушке появляется
заметное количество крупнозернистого песка. Почти сразу же от устья упомяну¬
той выше реки идет терраса с серией древних морских галечных береговых валов.
Сначала они примыкают к террасе высотой 8—10 м, но затем за ними появляется
озерно-речное понижение (древняя пойма) шириной в несколько километров.
Здесь признаки новейшего поднятия выражены не так ярко, как в прибрежной
зоне Ланжинского массива. Однако на нивелирных профилях (рис. 1 Б) можно
отметить все же явные признаки может быть и сравнительно слабого, но поднятия
данного побережья, так как древние морские береговые галечные валы, как
правило, оказываются выше, чем современный активный штормовой вал.
Давая общую характеристику основным чертам геоморфологии описанного
побережья, необходимо, с нашей точки зрения, выделить следующие из них.
Прежде всего следует заметить, что галечные побережья таких масштабов, как
изученное нами на Охотском море, вообще являются уникальным объектом на
современных берегах океанов и морей. Надо подчеркнуть также, что речь идет о
побережье, в огромных аккумулятивных накоплениях которого значительно пре¬
обладает именно галечный материал средней и даже крупной размерности, чего,
например, нет даже на черноморских берегах Кавказа, где всегда имеется
значительная примесь (за исключением самых мелких бухт типа Голубой в районе
г. Геленджика). Кроме того, поражают огромные массы гальки в прибрежной зоне,
благодаря которым берег имеет аккумулятивный характер не только в пределах
Охотско-Кухтуйской и Мареканско-Тунгарской низменностей, но и почти по
всему выступающему в море побережью коренного Ланжинского массива, окайм¬
ленного галечными пляжами, которые прислонены к уступу в древних породах,
подобному абразионному. Мы называем его подобным потому, что на самом деле
его разрушение осуществляется не волновыми процессами, а интенсивным мороз¬
ным выветриванием, дающим крупнощебнистый материал, непрерывно поступа¬
ющий к подножию уступа. После переработки и окатывания волнами он образует
тот галечный пляж, о котором говорилось выше, а также всю серию древних,
галечных же береговых валов, формирующих морскую аккумулятивную террасу,
широко распространенную на всем исследованном побережье. О большой роли в
разрушении береговых обрывов описываемого района процессов физического
выветривания пишет и Е. И. Арчиков [ 3], прямо указывая, что в этом разрушении
коренных берегов велико значение сноса материала с уступов в результате
действия нивационных, мерзлотных и ледовых агентов.
На охотском побережье есть и другие природные факторы, способствующие, в
отличие от многих участков черноморских берегов Кавказа, сохранению галечно¬
го материала в зоне прибоя на пляже. Главная из этих особенностей состоит в
отмел ости здесь подводного берегового склона (по крайней мере в описываемом
районе), а это не дает гальке даже во время штормов распространяться на осушку,
которая в результате и оказывается в основном песчаной. В то же время на
42

упомянутых выше черноморских берегах Кавказа значительная крутизна подвод¬
ного берегового склона и верхней части шельфа способствует безвозвратному
«оттаскиванию» гальки с пляжа волнами на подводный склон и даже на шельф во
время штормов.
Большое значение для характера мобилизуемого на прилегающей суше оса¬
дочного материала имеет, естественно, и ее геологическое строение. В пределах
описываемого побережья типичным примером может служить Ланжинский
массив, где особенно широким распространением пользуются изверженные поро¬
ды, а не осадочные отложения. Это способствует тому, что при активном
физическом выветривании мобилизуется в основном материал псефитовой и в
меньшей степени псаммитовой размерностей. С нашей точки зрения, в высо¬
коширотных областях северного полушария Земли для питания современной
прибрежной зоны осадочным материалом имеют также большое значение осо¬
бенности четвертичной палеогеографии этих областей, которые определяли
специфику обстановок и условий мобилизации этого материала на прилегающей
суше. Определяющими из них являлись периодические плейстоценовые оледе¬
нения. Известно, что условия мобилизации осадочного материала на суше во
время максимумов оледенения в высокоширотных районах Евразии и Северной
Америки были различны. Большая часть этих территорий была зоной ледового
литогенеза, по Н. М. Страхову. Однако некоторые области, в том числе и
северное Приохотье практически не испытывали покровного оледенения мо¬
жет быть даже в течение всего плейстоцена [4]. В таких местах дезинтеграция
коренных пород в процессе выветривания шла совершенно иными путями. Так,
в районах, испытавших покровное оледенение, она была целиком связана с
различными явлениями, вызванными существованием ледников и сопутству¬
ющими их деятельности природными процессами. При этом степень измель¬
чения мобилизованного в областях ледового литогенеза осадочного материала
оказывается достаточно высокой, результатом чего является накопление морен¬
ных суглинистых и супесчаных отложений, обширных полей существенно песча¬
ных флювиогляциальных отложений, характерных для данного типа литогенеза.
В северном же Приохотье глобальные похолодания периодов максимального
оледенения и развития покровных ледников в других районах северной Евразии
проявились только в форме горно-долинных ледников. В результате таких осо¬
бенностей четвертичной палеогеографии в изученном нами районе Приохотья
длительное время, а не только сейчас, господствующим процессом мобилизации
осадочного материала было физическое, особенно морозное, выветривание. Соот¬
ветственно степень дезинтеграции коренных пород была невелика еще и по этой
причине, а не только в связи с указанными выше чертами геологического стро¬
ения района. В результате этот палеогеографический фактор обуславливал
обилие щебнистого материала, формировавшего преимущественно галечный ал¬
лювий рек и галечные же наносы прибрежной зоны волновой аккумуляции.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Гершанович Д. Е., Забелина Э. К. Геоморфологические и геологические исследования аккуму¬
лятивного берега Охотского моря в районе Охотска//Тр. ГОИН. Вып. 34. 1957. С. 34—68.
2.	ИонинА. С., Каплин П. А., Леонтьев О. К. и др. Особенности формирования рельефа и современных
осадков прибрежной зоны Дальневосточных морей СССР. М.: Наука, 1971. 181с.
3.	Арчи ков Е. И. Проблемы теоретической и прикладной геоморфологии берегов Дальневосточных
морей. Владивосток: Изд-во Д.-В. ун-та, 1986. 123 с.
4.	Шило Н. А. К истории развития низменностей субарктического пояса северо-восточной Азии//Тр.
С.-В. КНИИ. Магадан: 1964. Вып. И. С. 154—169.
Институт океанологии им. П. П. Ширшова РАН	Поступила в редакцию
17.06.93
43

ON THE GEOMORPHOLOGY OF THE OKHOTSK SEA COAST
NORTH-EAST OF THE CITY OF OKHOTSK
A. A. AKSENOV, A. S. IONIN, F. A. SHCHERBAKOV
Summary
The coastal sector under consideration is a unique example of primarily constructional shingle coast. The
main controlling factor were conditions of debris mobilization, both within the shore zone and on adjacent land,
where physical weathering produced huge amounts of coarse material throughout of the Quaternary. This fact
accounts for the prevalence of sediment accumulation, which is also favoured by gentle slopes of the nearshore
zone and the upper shelf.
УДК 551.432.8 : 551.24 (470.441.47)
© 1994 г. Л. Б. АРИСТАРХОВА, Е. А. ПРЯХИНА
ГЛУБИННОЕ СТРОЕНИЕ ЮГА ПРИКАСПИЙСКОЙ ВПАДИНЫ
ПО ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИМ И ГЕОФИЗИЧЕСКИМ ДАННЫМ
Без знания особенностей глубинного строения Прикаспийской впадины —
крупнейшего нефтегазоносного бассейна России и Казахстана — невозможно
грамотно обосновать поисковые работы на нефть и газ. В то же время представ¬
ления о глубинном тектоническом строении этого региона все еще во многом
гипотетичны. Не раз высказывались мнения о том, что глубинное строение
Прикаспийской впадины осложнено многими разрывными нарушениями и имеет
блоковый характер [ 1—7]. Эти взгляды год от года находят все больше подтверж¬
дений, однако при постановке геолого-поисковых работ они чаще всего не учиты¬
ваются. Так, например, при разработке Астраханского газоконденсатного место¬
рождения (АГКМ) данные о наличии в его пределах серии активизированных в
новейшее время блокоразделяющих разрывных нарушений [ 2] не были приняты
во внимание, что привело к остановке бурения ряда скважин.
В 1990—1992 гг. по заданию ГГП «Спецгеофизика» геоморфологи географиче¬
ского факультета МГУ проводили тематические геофизические и геоморфо¬
логические (морфоструктурной направленности) работы в зоне регионального
геотраверса «Батолит-2» на отрезке, пересекающем юг Прикаспийской впадины,
включая новейшую Прикаспийскую синеклизу и область новейшего поднятия
Примугоджарья (Подуральское плато). По общему облику рельефа изученная
территория на западе и в центре представлена слаборасчлененной аккуму¬
лятивной низменной равниной с абс. отметками от 5—0 до —25 -f 28 м, а на
востоке — наклоненным к западу, существенно расчлененным денудационным
плато с абс. отметками от 280—260 до 5—0 м.
Геоморфологические и геофизические работы, нацеленные на получение дан¬
ных о глубинном строении территории, вначале выполнялись раздельно. Затем
фактические материалы, полученные независимыми методами, подвергли сопря¬
женному анализу и получили итоговый вывод.
Геоморфологические исследования в соответствии с разработанной в МГУ
методикой [ 8] опирались на специальный структурно-геоморфологический, в том
числе морфометрический анализ детальных топографических карт и космо¬
аэроснимков, дополненный контрольными полевыми наблюдениями. На карте и
профиле к ней (рисунок) показаны морфоструктуры разных рангов и линии
простирания прямолинейных и дугообразных (кольцевых) линейных элементов
рельефа и ландшафта, фиксирующие зоны трещиноватости и разрывные нару¬
44

шения разной новейшей тектонической активности. Большинство этих линий-
морфолинеаментов хорошо читаются по топографическим картам и их морфо¬
метрическим производным и видны на космо-аэроснимках.
Линия геотраверса пересекает шесть макроморфоструктурных блоков, испы¬
тавших в новейшее время дифференцированные тектонические движения
клавишного типа разной интенсивности. Для данной территории это макроблоки
высшего порядка: Калмыцкий, Волжский, Междуреченский, Гурьевский, Дос-
сорский, Примугоджарский. Макроблоки, как правило, разделены весьма протя¬
женными (далеко уходящими за пределы рассматриваемой территории)
региональными морфолинеаментами.
Среди морфоструктурных макроблоков наиболее приподнят и активен в но¬
вейшее время Примугоджарский. Господствующие абс. отметки в его пределах в
зоне геотраверса — от 160 до 260 м. Наименее приподнят и в целом слабо активен
в четвертичное время относительно опущенный Гурьевский макроблок, абс.
отметки в пределах которого около —20 м. Остальные макроблоки (Калмыцкий,
Междуреченский, Доссорский) занимают промежуточное положение. В чет¬
вертичное время они в целом были средне- и малоактивны; господствующие абс.
отметки в их пределах от 0 до —5 -=- 10 м.
Внутри каждого из макроблоков выделяются разноприподнятые, условно ней¬
тральные и относительно опущенные морфоструктурные блоки меньших (для
данной территории первого и второго) порядков, неодинаково активные в новей¬
шее время, осложненные ступенями и морфолинеаментами.
Особое положение занимают узкие приразломные грабенообразные блоки,
окаймленные региональными морфолинеаментами. Таков Волжский макроблок,
освоенный в своей наиболее сниженной части долиной Волго-Ахтубы. Преобла¬
дающие абсолютные отметки в пределах Волжского макроблока — от —17 до
—20 м. Этот грабенообразный макроблок разделяет Калмыцкий и Междуре¬
ченский блоки. Аналогичный характер имеют отрицательные морфоструктуры
первого порядка: «А», связанная с разрывными нарушениями кряжа Карпинского
и ограничивающая Калмыцкий макроблок с запада, и «К», осложняющая Приму¬
годжарский макроблок и освоенная долиной р. Эмбы.
Кроме крупных блоковых морфоструктур и региональных морфолинеаментов,
связанных с проявлением в современном рельефе структурных элементов глубо¬
кого заложения, современная морфоструктура осложнена многочисленными ма¬
лыми положительными и отрицательными морфоструктурами и короткими мор¬
фолинеаментами (на рисунке эти локальные морфоструктурные образования не
показаны). Больше всего ярко выраженных в рельефе локальных морфоструктур
сконцентрировано в области наиболее поднятого и в целом активного в новейшее
время Примугоджарского макроблока. Довольно много активных локальных мор¬
фоструктур также на территории Доссорского и в центре Междуреченского мак¬
роблоков. Менее всего их в пределах Гурьевского макроблока. По-видимому, в
последнем случае новейшая активизация соляной тектоники (в первую очередь
ответственная за активизацию локальных морфоструктурных образований) ока¬
залась замаскированной региональным опусканием этого макроблока в позднем
плейстоцене.
Комплекс геофизических исследований включал глубинное сейсмическое
зондирование (ГСЗ), сейсморазведку методом общей глубинной точки (МОГТ), элек¬
троразведку методом глубинного магнитотеллурического зондирования (ГМТЗ) и
повысотную аэромагнитную съемку в 100-километровой полосе вдоль геотраверса.
При интерпретации данных использовались как традиционные, так и оригинальные
методики: способ, включающий пространственное накопление информации по
профилю и дифференциальные преобразования магнитотеллурических параметров
(предложен в ГГП «Спецгеофизика» С. П. Харченко), новый пакет интерпре¬
тационных программ «Сигма», разработанный в Институте геофизики Уральского
отделения Академии наук Ф. И. Никоновой.
На основе данных, полученных каждым из названных методов, строилис!
4t

Модель строения земной коры юга Прикаспийской впадины по линии геотраверса «Батолит-2»
Морфоструктурная карта (А) и профиль (В): 1 — разрывные нарушения и зоны трещиноватости, в
разной степени активизированные в новейшее время: а — отчетливо проявленные в рельефе и на
космо-аэроснимках, наиболее активные; б — проявленные в рельефе менее отчетливо, среднеактивные;
в — отдешифрированные на космо-аэроснимках, но морфологически плохо выраженные, слабоактивные;
2 — границы крупных морфоструктур разных порядков: а — морфоструктурных макроблоков, б — морфо-
структур первого порядка, в — морфоструктур второго порядка; 3 — относительная новейшая тектониче¬
ская активность положительных морфоструктур первого и второго порядков: а — весьма активные, б —
активные, в — слабоактивные; 4 — относительная новейшая тектоническая активность отрицательных
морфоструктур первого порядка: а — весьма активные, б — активные; 5 — «нейтральные» морфострук¬
турные блоки (геоморфологические признаки относительного новейшего поднятия или опускания не
выражены); 6 — индексы положительных морфоструктур первого и второго порядков; 7 — индексы
отрицательных морфоструктур; 8 — линия регионального геотраверса «Батолит-2».
Карта изолиний магнитного поля (Б): 1 — изолинии поля (АТ)а: а — отрицательные, б —
положительные; 2 — крупные тектонические нарушения в земной коре: а — ограничивающие блоки
фундамента с различным глубинным строением, б — внутриблоковые разломы.
Глубинный разрез земной коры (Г): 1 — опорные сейсмические границы в осадочном чехле по данным
ОГТ; 2 — поверхность фундамента: а — складчатого (Opz), б — кристаллического (Oar); 3 — тек¬
тонические нарушения: а — в осадочном чехле, б — глубинные региональные разломы; 4 — опорные
границы, выделяемые в земной коре по данным: а — глубинных сейсмических зондирований (ГСЗ), б —
магнитотеллурических зондирований (МТЗ); 5 — границы раздела земной коры: а — Конрада, б —
Мохоровичича; 6 — интрузивные тела разного состава: а — кислого, б — основного
соответствующие карты геофизических полей и геолого-геофизические разрезы
земной коры по линии геотраверса. Совместный анализ этих материалов, изу¬
чение комбинаций разных геофизических параметров вместе с данными морфост¬
руктурного анализа убедительно свидетельствуют о слоисто-блоковом строении
земной коры ниже поверхности кристаллического фундамента.
По трем независимым геофизическим показателям — ГСЗ, ГМТЗ и аэро¬
магнитной съемке достоверно выделяются три субгоризонтальные физические
границы раздела: поверхность кристаллического фундамента, подтвержденная
также отражающими площадками (ОГТ) — «Ф»; поверхность раздела,
фиксируемая по нижней границе распространения магнитных масс, по резкому
изменению проводимости пород разреза и по данным ГСЗ — граница Конрада
«К»; поверхность Мохо — «М», наиболее четко выраженная по ГСЗ (рисунок).
Комплексирование разных геофизических методов и данных глубокого бу¬
рения с указанными выше результатами морфоструктурного анализа позволило
не только построить хорошо обоснованную модель тектонического строения
глубинной части земной коры, но и по-новому оценить характер тектонического
режима региона вплоть до настоящего времени. При оценке перспектив нефтега¬
зоносное™ территории и выборе дальнейших направлений поисково-разведоч¬
ных работ это имеет существенное значение.
Согласно построенной таким образом модели глубинного строения земная
кора на юге Прикаспийской впадины отчетливо делится на ряд крупных (протя¬
женностью в сотни километров) блоков (рисунок, Г).
Самый западный, Калмыцкий блок по осадочному чехлу соответствует Кара-
кульско-Смушковской зоне дислокаций и правобережной (относительно Волги)
части Астраханского свода. Соленосная толща в пределах блока быстро выклинива¬
ется в западном направлении. Мощность подсолевых отложений значительна (до
5000 м). Граница фундамента по глубине не выдержана. В морфоструктурном отно¬
шении — это в целом слабоприподнятый макроблок средней новейшей тектоничес¬
кой активности. В позднем плиоцене, раннем и среднем плейстоцене он вместе с
новейшей Прикаспийской синеклизой был вовлечен в погружение, а в позднем
плейстоцене испытал общее воздымание малой амплитуды.
В области сочленения с кряжем Карпинского Калмыцкий блок ограничен
серией крупных сбросов. Кряж Карпинского контролируется мощной интрузией,
расположенной на глубине 15 км, с которой связана область резко повышенной
проводимости и увеличенной магнитности пород, что свидетельствует о высоком
содержании железистых минералов. Толща пород кристаллического фундамента
(до поверхности «К») нарушена крупными разломными зонами и апофизами
47

основных интрузий, внедрявшихся севернее профиля «Батолит-2» и проника¬
ющих в осадочный чехол до глубин 6—7 км. В морфоструктурном плане этой зоне
соответствует четко выраженная, окаймленная региональными морфолинеамен-
тами отрицательная морфоструктура «А», фиксирующая сочленение Калмыцкого
макроблока с кряжем Карпинского.
Восточная граница Калмыцкого блока проходит вдоль долины Волги и приуро¬
чена к крупному грабену в фундаменте, образовавшемуся в расколе (раздвиге)
земной коры. В морфоструктурном плане этот грабен ярко проявлен Волжским
отрицательным макроблоком, освоенным долиной Волго-Ахтубы. Грабен
фиксируется также резким изменением глубин залегания геоэлектрических
горизонтов. Волжский отрицательный морфоструктурный макроблок и соответст¬
вующий грабен в фундаменте, разделяющий Калмыцкий и Междуреченский
блоки земной коры, по осадочному чехлу выражены нечетко. Это обусловлено
сформировавшимся здесь в палеозое крупным поднятием — Астраханским сво¬
дом, центральная часть которого расположена над Волжским грабеном, правобе¬
режная — над Калмыцким, а левобережная — над Междуреченским блоками.
Однако, хотя по отражающему горизонту 1П (подсолевое ложе) Астраханский свод
рассматривают как крупную брахиантиклиналь, строение осадочного чехла его
право- и левобережной частей неодинаково.
В пределах Междуреченского блока земной коры мощность соленосной толщи
быстро возрастает с запада на восток и с юга на север, обычны соляные гряды и
массивы, разделенные глубокими мульдами. Это резко отличает левобережную
часть Астраханского свода от правобережной, где соляная толща залегает
практически пластообразно с редкими куполами. Мощность же подсолевых отло¬
жений в области Междуреченского блока, наоборот, сокращается (до 3 км и
менее). Меняется и характер отражающих горизонтов в подсолевой толще, вы¬
равнивая поверхность «Ф». Вместо основных интрузий, типичных для Калмыцко¬
го блока, здесь развит огромный немагнитный массив высокого сопротивления,
кровля и подошва которого четко фиксируются по данным ГМТЗ. Этот, скорее
всего, гранитный блок фундамента имеет двухслойное строение, что подтвержда¬
ется наличием на глубине порядка 10 км отражающих площадок (ОГТ), вероятно,
связанных с фронтом метаморфизма. Судя по магнитному полю, подобный тип
земной коры характерен для большей части центра Прикаспийской впадины
(рисунок, Б).
Соответствующая Междуреченскому блоку одноименная макроморфострукту-
ра характеризуется слабой внутренней дифференциацией новейших тек¬
тонических движений клавишного типа и в четвертичное время в общем мало¬
активна. Однако соляная тектоника здесь проявлена в современном рельефе
достаточно ярко. Особенно это относится к центральной части макроблока, где
отмечена значительная концентрация активных положительных и отрицатель¬
ных локальных морфоетруктур.
На востоке Междуреченский блок сменяет Гурьевский. По геоморфо¬
логическим данным граница между этими блоками проведена вдоль серии
региональных морфолинеаментов северо-северо-восточного простирания, из ко¬
торых особенно четко выражен морфолинеамент, проявленный в зоне геотраверса
бортовым уступом древней (позднеплейстоценовой) дельтовой системы р. Урал.
Данные дешифрирования космоснимков позволяют предположить, что этот мор¬
фолинеамент является частью внешнего концентра крупной кольцевой структу¬
ры, охватывающей значительную часть Междуреченского блока. Однако резкой
смены типов как геофизических полей, так и морфоструктурного плана между
названными блоками не наблюдается. В разрезе земной коры в восточной части
Междуреченского блока появляются слои и тела повышенной намагниченности,
широкое распространение которых в основном характерно для Гурьевского и
Примугоджарского блоков. В морфоструктурном плане эта часть Междуречен¬
ского макроблока более дифференцирована и характеризуется присутствием
«заливообразных» отрицательных морфоетруктур.

Как видно из рисунка (А, В), Гурьевский блок относительно соседних блоков
явно опущен. В четвертичное время, в том числе в позднем плейстоцене, блок
испытал погружение клавишного типа, в связи с чем в его пределах господствуют
отрицательные морфоструктуры первого порядка. Последние особенно активны и
четко выражены в современном рельефе на юге и северо-западе Гурьевского
макроблока — в зоне, пограничной с Междуреченским блоком. При этом место¬
положение ряда отрицательных морфоструктур («Ж», «Е», «Д») в пограничной
зоне явно связано с выявленными в подсолевом ложе палеоврезами [ 3].
По осадочному чехлу Гурьевский блок характеризуется большей по срав¬
нению с Междуреченским мощностью соленосной толщи и уменьшением мощ¬
ности подсолевых отложений. Те и другие сильно раздроблены разрывными
нарушениями в виде сбросов и зон деструкции пород, вследствие чего отража¬
ющие горизонты здесь прослеживаются хуже. Многие разрывные нарушения в
под- и надсолевых отложениях прослеживаются через толщу соли и являются
как бы продолжением друг друга. О повышенной трещиноватости и проницае¬
мости пород в разломных зонах свидетельствуют интенсивные положительные
магнитные аномалии, связанные с телами, залегающими на глубинах порядка
3—5 км. Скорее всего это объясняется активной гидротермальной деятельно¬
стью в зонах разломов, приводящей к обогащению пород осадочного чехла
магнитными компонентами, выносимыми с больших глубин и образующимися в
результате метасоматоза.
Поверхность фундамента в западной части Гурьевского блока, по данным ОГТ
и ГСЗ, максимально приближена к отражающему горизонту П3. Восточнее,
судя по результатам ГСЗ, она резко опускается и, огибая интрузивное тело на
глубине 6,5—7 км, далее погружается на глубину ~10 км при практически не
меняющейся глубине горизонта П3. Такое расхождение в глубинах залегания
поверхности фундамента свидетельствует о сильной переработке пород
нижней части осадочного чехла в более позднюю герцинскую фазу тектоге-
неза, обусловленную близостью к Туранской плите. В фундаменте Гурьев¬
ского блока прослеживается серия глубинных разломов, сопровождающихся
интрузиями основного состава, расположенными в основном южнее линии
геотраверса. На профиле же это выражается как интрузивными телами, так и
зонами сильной деструкции и вторичных изменений пород. В связи с непрекра-
щающимся общим новейшим погружением процесс активной переработки
пород в этом блоке, по-видимому, продолжается и в настоящее время. Об этом
свидетельствует почти полное отсутствие здесь ярко выраженных в рельефе
положительных активных локальных морфоструктур (их формирование за
счет соляной тектоники «погашено» общим погружением) и большое число
надсолевых залежей углеводородов. Расчеты показывают, что верхние кромки
магнитоактивных объектов залегают здесь на глубине 4 км и более и тела
наклонены на запад.
На востоке Гурьевский блок граничит с Доссорским. Условной границей между
этими блоками, по геоморфологическим данным, служит система региональных
морфолинеаментов северо-северо-западного простирания. По геофизическим
показателям восточное ограничение (как и западное) Гурьевского блока опреде¬
ляется границей распространения интрузий основного состава, фиксируемых по
аэромагнитным данным.
Строение земной коры в Доссорском блоке, судя по морфоструктурным и непол¬
ным геофизическим данным, по-видимому, аналогично строению Междуреченского
блока. В морфоструктурном плане этот блок как целое отличается малой тектониче¬
ской активностью в четвертичное время. Тем не менее на преобладающем здесь
«нейтральном» морфоструктурном фоне, характеризующемся отсутствием геомор¬
фологических признаков дифференцированных новейших тектонических движений,
в пределах макроблока заметно выделяются три крупные (первого порядка)
положительные морфоструктуры неодинаковой тектонической активности. Особен¬
но четко видна наиболее приподнятая и активная морфоструктура «VIII» в центре
49

блока, осложненная многочисленными морфолинеаментами. Абсолютная высота
в пределах этой морфоструктуры достигает +5 -г- 10 м при фоновой для блока
от —10 до 0 м.
В надсолевом и солевом комплексах осадочного чехла здесь многочисленны
дислокации, обусловленные соляной тектоникой. Магнитное поле представлено
обширной отрицательной аномалией (подобной аномалии в пределах Междуре-
ченского блока), однако значительно осложненной локальными неоднородно¬
стями.
На востоке Доссорский блок отчетливо отделяется от наиболее приподнятого
Примугоджарского блока. Граница между этими блоками, по морфоструктурным
данным, проходит по региональному линеаменту северо-северо-восточного
простирания, ярко выраженному в рельефе в виде резкого (амплитудой более 20 м)
перегиба склона. По геофизическим данным, граница между блоками несколько
смещена к западу и фиксируется резкой сменой отрицательных магнитных ано¬
малий, свойственных Доссорскому блоку, на положительные. В морфоструктур¬
ном плане эта геофизическая граница совпадает с субмеридиональным
ограничением ступенчатой морфоструктуры первого порядка «X», осложняющей
Доссорский макроблок на востоке. Морфоструктурное ограничение Доссорского
макроблока по активизированному региональному морфолинеаменту северо-се¬
веро-восточного простирания улавливается на карте магнитного поля (высота
съемки 300 м) по цепочке магнитных аномалий.
Примугоджарский блок земной коры наиболее активен в новейшее время.
Здесь, как и в относительно опущенном Гурьевском блоке, отмечена магматичес¬
кая деятельность, связанная с герцинским этапом тектогенеза. Однако она выра¬
жается здесь более активно. Весь блок испытывает воздымание, особенно
значительное в новейшее время. При этом скорость воздымания блока на разных
его участках неодинакова. По мере приближения к восточной границе
Прикаспийской впадины и герцинидам Урала темп и амплитуда воздымания
блока, магматическая активность и количество разрывных нарушений возраста¬
ют. Если на границе с Доссорским блоком фиксируются в основном апофизы
расположенных южнее интрузий, то восточнее это уже интрузии, проникающие в
осадочный чехол. Согласно расчетам, верхние кромки магнитовозмущающих
объектов достигают 2—3 км и связаны с зонами метасоматоза.
В толще осадочного чехла в пределах блока увеличивается мощность подсоле¬
вых отложений и уменьшается мощность солевых и надсолевых. Тем не менее
ярко выраженных в рельефе локальных морфоструктур, обусловленных соляной
тектоникой, здесь очень много. Причиной этого являются, с одной стороны,
активизация галокинеза, вызванная общей тектонической активностью земной
коры, с другой — усиление процессов денудационной препарировки и
формирования структурно-денудационного рельефа в условиях интенсивного но¬
вейшего воздымания территории.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Аристархова Л. Б. Роль геоморфологического критерия при выявлении разломов глубокого зало¬
жения в «закрытых» платформенных регионах (на примере Прикаспийской впадины) //Геоморфо¬
логия. 1981. № 1. С. 41—50.
2.	Аристархова Л. Б., Пряхина Е. А. Новые данные о блоковом строении Астраханского свода,
полученные путем анализа геофизических и структурно-геоморфологических ма¬
териалов/ /Прикаспийский регион. Проблемы социально-экономического развития. Аэро¬
космические исследования. М.: Наука, 1987. С. 114—126.
3.	Аристархова Л. Б., Берзин Р. Г., Керимова И. К. Использование метода сейсмостратиграфического
анализа региональных сейсмопрофилей при реконструкции погребенного предраннепермского
рельефа в Прикаспийской впадине//Геоморфология. 1991. № 4. С. 57—63.
4.	Волчегурский Л. Ф., Воробьев В. Т., Галактионов А. Б. и др. Космотектоническая карта Арало-
Каспийского региона. М.: Изд-во ГУГК, 1978.
5.	Гипсометрическая карта поверхности фундамента Прикаспийской впадины и Устюрта/Под ред.
Неволина Н. В. М.: Изд-во МГ СССР, 1974. 4 листа.
6.	Слепакова Г. ИЧерепанов Н. Н. Строение кристаллического фундамента Прикаспийской впадины
50

по геофизическим данным//Актуальные вопросы геологии и нефтеносности Прикаспийской
впадины//Тр. ВНИГРИ. 1976. Вып. 386. С. 14—20.
7.	Чакабаев С. Е., Кирюхин Л. Г., Капустин И. Н. и др. Тектоника и нефтегазоносность
Прикаспийской впадины//Геология нефти и газа. 1978. № 7. С. 8—16.
8.	Аристархова Л. Б. Геоморфологические исследования при поисках нефти и газа. М.: Изд-во МГУ,
1979.152 с.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	11.06.93
DEEP STRUCTURE OF THE SOUTHERN CASPIAN LOWLAND
ACCORDING TO GEOMORPHOLOGICAL AND GEOPHYSICAL DATA
L. B. ARISTARKHOVA, E. A. PRYAKHINA
Summary
Structural-geomorphological studies in the southern Caspian Lowland ascertained the presence of a series
of large (hundreds of kiloemetres in diameter) macromorphostructures undergoing neotectonic movements of
«key-board» type widely varying in rate. The macromorphostructures are found to correspond to deep-seated
large blocks in the lower earthcrust, which developed in a continuous tectonic regime up to recent time. Intrusive
activity was of primary importance in the blocks’ evolution at different tectonic stages. Each large crustal block
appears to correspond to a definite type of morphostructure and sedimentary cover which is uniform in thickness
and faultines density within the block. It may be suggested that large blocks of similar structure bear oil and gas
deposits of the same type.
УДК 551.4.07:523.43.834.5
© 1994 г. С. Г. ГЕВОРКЯН
К ОПРЕДЕЛЕНИЮ ГИДРОЛОГИЧЕСКИХ ХАРАКТЕРИСТИК
ДРЕВНЕГО ВОДНОГО ПОТОКА, ПРОТЕКАВШЕГО
В МАРСИАНСКОЙ ДОЛИНЕ НЕРГАЛ
В числе наиболее интересных элементов марсианского рельефа следует
отметить своеобразные изгибающиеся «борозды» с многочисленными ответв¬
лениями, напоминающие русла пересохших рек [ 1]. В отечественной литературе
эти борозды обычно именуют долинами, а за рубежом они известны под названием
каналов, хотя они не имеют ничего общего с наделавшими в свое время много
шуму «каналами», открытыми Дж. Скиапарелли в 1877 г. и оказавшимися впос¬
ледствии результатом оптического обмана [ 2].
Марсианские долины были открыты в 1971 г. автоматической межпланетной
станцией (АМС) «Маринер-9». На фотоснимках, переданных на Землю этим и
другими космическими аппаратами, видны длинные ветвящиеся долины протяжен¬
ностью в сотни километров, по своей морфологйи напоминающие высохшие русла
земных рек, сглаженные ложбины и другие характерные образования, свидетельст¬
вующие о водной и ледниковой эрозии. Это приводит к предположению, что в
некоторые периоды марсианской истории по поверхности планеты перемещались
ледники и текли мощные потоки воды, образовавшие меандрирующие речные
русла с развитой системой притоков. В современных условиях марсианского
климата существование постоянных водных потоков невозможно, и долины
флювиального происхождения являются весомым доказательством того, что в
прошлые геологические эпохи климат на Марсе был более мягким. Очевидно, что
51

при проведении палеореконструкций марсианского климата желательно знать
(хотя бы приблизительно) гидрологические характеристики водных потоков, бо¬
роздивших в прошлом поверхность Марса. Один из способов определения некото¬
рых из этих характеристик предлагается в нашей статье.
Долины Марса
Большая часть марсианских долин находится в приэкваториальной области
между 40-ми параллелями [ 3, 4].
Долины имеют разную величину. Наиболее крупные — Арас, Залбатану, Ка-
сэй, Тиу — достигают 1000 км в длину и 100 км в ширину, причем ширина их
увеличивается от верховьев к низовьям. Долины поменьше — Клота, Ладон, Лок-
ра, Мангала, Самара и многие другие — имеют 100—300 км в длину и ширину от
1 до 10 км [5, 6]. Обычно превышение верховьев долин над низовьями составляет
1—2 км, иногда достигая 4 км. Борта долин в большинстве случаев крутые и
высокие; по некоторым оценкам, их высота составляет 0,5—3 км [ 7]. Часто они
бывают испещрены обвальными и оползневыми «цирками», большие массы
обрушившейся породы скапливаются при этом у подошвы бортов. Дно долин
обычно плоское [ 7].
Как правило, долины начинаются в кратерированной местности, пересекая на
своем пути кратеры или перерезая возвышенности. Самые крупные долины Мар¬
са, такие, как упомянутые выше Арас, Залбатану, Симуд, Тиу, начинаются в
области полигонально-блокового (хаотического) рельефа. Их происхождение свя¬
зывают с действием больших масс воды, выделившихся при таянии подземной
мерзлоты [3,4].
Крупные долины обычно ориентированы в меридиональном направлении и
открываются в океанические равнины. Разумеется, здесь есть исключения. Так,
например, долины Нанеди, Нергал, Реулл ориентированы широтно, кроме того,
долина Реулл открывается во впадину Эллада, а Нергал — в гигантскую долину
Узбой, берущую начало из кратера Холден [7, 8]. Многие долины имеют в плане
очертания, близкие к земным,— обладают притоками, разветвляются на отдель¬
ные русла, меандрируют.
Общее число марсианских долин оценивается в несколько десятков тысяч.
X. Мазурский [9] выделяет четыре типа долин, характерных для поверхности
Марса: 1) широкие разветвленные, с наносами и островами; они начинаются в
областях хаотического рельефа и ориентированы на север; 2) узкие извилистые
долины с притоками, рельеф в истоках которых не отличается какими-либо
особенностями по сравнению с другими участками; 3) сети узких извилистых
долин; 4) узкие короткие долины на склонах вулканических кратеров.
Долины первого типа (или, по терминологии Р. Шарпа и М. Малина, русла
истечения [ 6]) обязаны своим происхождением катастрофическим водным пото¬
кам, расходы которых оцениваются величиной 108 м3/с [5]. Существует несколько
гипотез для объяснения единовременного высвобождения крупных масс воды,
создавших эти гигантские долины, однако все эти гипотезы сводятся в основном
к принятию одного из двух следующих механизмов: это либо катастрофические
прорывы больших объемов высоконапорных подмерзлотных вод [ 5, 10], либо
катастрофическое таяние мерзлоты вследствие удара и взрыва метеорита, выпа¬
дения раскаленного вулканического пепла при извержениях и т. п. [11]. Здесь
нужно заметить, что в любых условиях мало вероятна такая интенсивность
таяния мерзлоты, чтобы за короткое время были единовременно высвобождены
огромные массы воды в виде поверхностного стока.
Долины второго и третьего типов (или, по Р. Шарпу и М. Малину, русла поверх¬
ностного стока) имеют четко выраженную флювиальную природу, т. е. они являются
руслами высохших рек [12]. Эти долины много меньше русел истечения — они
имеют не более 300 км в длину и несколько километров в ширину [4, 5]. Своего
рода исключением является здесь долина Нергал, достигающая в длину 700 км [ 7].
52

Наконец, долины четвертого типа могут быть как вулканическими (вследствие
движения лавы по промерзшим грунтам), так и флювиальными или гляциальными
(ледниковыми) [ 5,12].
Нас будут интересовать долины второго и третьего типов (русла поверхност¬
ного стока). Возраст этих долин различные авторы определят по-разному, однако
очевидно, что он не может превышать возраста лавовых покровов и кратерных
равнин, в которые врезаны эти долины. Исходя из подобных соображений, нижний
возрастной предел русел поверхностного стока оценивается в 1,5—0,7 млрд, лет
[3,12,13].
Заметим, что некоторые зарубежные авторы считают, что на Марсе поверхно¬
стного стока не было, и предполагают, что большинство долин Марса сформирова¬
лось на очень ранней стадии истории планеты — не позже чем 3,5 млрд, лет назад
[5, 10, 14], когда климат на Марсе был существенно более теплым и влажным. С
подобной точкой зрения трудно согласиться. Как показали исследования влияния
вулканизма на парниковый эффект и на марсианский климат, в относительно
недавний период вулканической активности химический состав атмосферы Марса
значительно отличался от современного, что должно было привести к существен¬
ным изменениям климата Марса [ 15]. Сернистый газ, выделяющийся в больших
количествах при извержениях, оказывает сильное положительное влияние на
парниковый эффект, создаваемый атмосферой. В результате растет температура
поверхности планеты, увеличивается влажность воздуха. Как следствие этого
выпадение осадков в виде дождя и снега становится возможным уже при
относительно низком давлении у поверхности планеты, достигавшем в указанный
период значений 5,0—10,0 кПа [ 15]. Выпадавшие осадки превращались в водные
потоки, следы которых и наблюдаются на поверхности Марса. Когда вулканичес¬
кая деятельность затихала, то взвешенные в атмосфере растворы серной кислоты
постепенно осаждались на поверхность Марса, обогащая ее соединениями серы.
Определение химического состава марсианского грунта подтверждает большое
содержание в нем серы [ 15].
Таким образом, можно считать несомненно доказанным, что в прошлом (rte
более 1,5—0,7 млрд, лет назад) на Марсе имелись многочисленные открытые
водные потоки, которые, судя по хорошо развитым меандрам, существовали
довольно продолжительное время и имели постоянный характер.
В этой связи представляет определенный интерес определить некоторые
гидрологические характеристики таких потоков, в частности, расход, ширину,
глубину, скорость течения, а также попытаться оценить примерную длительность
существования этих потоков. Заметим, что на сегодняшний день имеются лишь
оценки расходов марсианских потоков [ 16].
Мы проведем наше исследование на примере долины Нергал — одной из круп¬
нейших среди марсианских речных долин.
Расчет гидрологических характеристик водного потока
в долине Нергал
Нергал (Nirgal Vallis) — это расположенная в южном полушарии Марса
длинная, узкая, очень извилистая долина, с координатами начала («истока») 27° ю. ш.,
44° з. д. и конца («устья») — 32° ю. ш., 36° з. д. Она простирается к юго-востоку на
700 км через покрытое кратерами Эритрейское море и открывается в гигантскую
долину Узбой [7]. Ширина долины Нергал находится в пределах 1,75—4,0 км,
составляя в среднем 2,8 км; на коротком устьевом участке она расширяется до
10—15 км [7, 16]. Днище долины плоское и узкое, борта симметричные, с
крутизной до 30°. Глубина долины не менее 1 км. Долину Нергал можно пред¬
ставить состоящей из почти прямолинейных отрезков, образующих извилистую
систему коленообразных изгибов. Участки юго-восточного направления имеют
длину 100—200 км, северо-восточного — до 30—40 км. Крупные прямолинейные
участки долины осложнены волнообразными перегибами, напоминающими меан¬
53

дры, с амплитудой 3—5 км и шагом излучины от 5 до 16,5 км, в среднем ~9,7 км
[ 7,16]. С обоих бортов в Нергал открываются другие долины, более узкие и короткие
длиной несколько десятков километров при максимальной ширине 1—2 км. Их
поперечный профиль, как правило, F-образный, реже {/-образный. Притоки осо¬
бенно многочисленны в верховьях Нергала, где они создают характерный
ветвистый рисунок, внешне сходный с рисунком речных долин Земли [ 7].
Исследованию морфологии долины Нергал и оценке величины расхода проте¬
кавшего в ней водного потока была посвящена работа Дж. Р. Вейхаупта [ 16].
Используя для определения расхода две различные методики, одна из которых
основана на формуле Дж. Аллана [ 17]
где L — шаг излучины, В — ширина долины (все — в мерах), Дж. Р. Вейхаупт
получил два совершенно разных значения расхода Q для одного и того же водного
потока. Так, из (1) следует, что Q — 2700 м3/с, а из (2) вытекает, что Q = 105 м3/с
[ 16]. Подобное расхождение автор объяснил влиянием склоновых процессов, раз¬
рушивших борта долины, вследствие чего ширина ее якобы существенно возрос¬
ла, а пропорция между L и В, вполне определенная в прошлом, нарушилась. Это
и обусловило, по мысли автора, такие колоссальные расхождения в расчетах [ 16].
Однако с этим объяснением трудно согласиться. Дело в том, что склоновые
процессы, якобы исказившие некогда правильную геометрию долины так, что
обусловили почти 40-кратное изменение величины расчетного расхода, неизбеж¬
но должны были деформировать и очертания самих излучин (меандр) долины.
Между тем, очертания эти на редкость правильные и четкие [ 7].
В действительности же основная причина расхождения в расчетах Дж. Р. Вайха-
упта — отождествление этим автором русла водного потока и долины, что в
данном случае неверно [16]. В самом деле, хорошо известно, что на изгибе
русла водотока всегда возникают циркуляционные течения, которые
эродируют внешний берег излучины и вызывают аккумуляцию осадков у
внутреннего берега. В результате поток прижимается к внешнему (вогнуто¬
му) берегу излучины, а процесс меандрирования, однажды начавшись, будет
развиваться, поддерживая сам себя [19, 20, 21]. Отсюда следует, что у русла
потока и у вмещающей долины может быть одинаковая величина шага
излучины L, однако ширина потока b, ширина долины В, радиусы кривизны
излучин г и R будут в общем случае различаться.
Еще одна причина расхождений в расчетах Дж. Р. Вейхаупта состоит в том, что
формула (2), которой он воспользовался, получена для русел с очень развитыми
меандрами, когда отношение длины шага излучины L к ширине пояса ме¬
андрирования А не превышает 0,36 [18]. Между тем для долины Нергал это
отношение существенно больше (в среднем ~2,5).
Попытаемся заново оценить расход водного потока в долине Нергал, а также
постараемся определить его глубину, ширину и скорость. Заметим, что единствен¬
ные известные величины, которые мы имеем, это шаг излучины L и ширина пояса
меандрирования А. Все остальные характеристики — ширину потока Ъ, глубину /г,
скорость v, уклон дна i — необходимо определить расчетным путем. С этой целью
воспользуемся соотношениями так называемой теории режима. Эта теория осно¬
вана на утверждении, согласно которому взаимодействие потока с подстилающим
грунтом «спонтанно приводит к вполне определенному устойчивому состоянию
потока и русла» [ 22]. Теория режима использует некоторый набор формул, полу¬
ченных как аналитически, так и эмпирически, и успешно применяется в
ирригационном строительстве.
Для наших расчетов мы привлечем следующие соотношения.
Q= 1,1 • 10~5L2,17,
(1)
а другая — на формуле Ч. Инглиса [18]
Q = 0,0128-£2,
(2)
54

Во-первых, воспользуемся формулой С. М. Исаакяна [ 23], связывающей шаг
излучины L, ширину пояса меандрирования А и ширину потока Ь:
А — 1,2-Ъ
0,313
(3)
Во-вторых, привлечем формулу П. В. Вернера [ 24], связывающую шаг
излучины, ширину потока, его глубину h и скорость v:
L Ajfgh - v2 ’	И)
где g — ускорение свободного падения, для Марса g=3,76 м/с2;	—
эмпирическая константа, зависящая от содержания в реке взвешенных наносов.
Согласно [ 24], при проведении практических расчетов можно принимать у = 1.
В-третьих, необходимо использовать формулу К. В. Гришанина [ 22], связываю¬
щую глубину, ширину и скорость потока:
g2
(5)
где М — так называемый инвариант подобия квазиравномерных потоков. Соглас¬
но [22], на практике для всех больших, средних и многих малых рек с дном,
сложенным песком и мелким гравием, можно принять М — 0,9.
С помощью трех соотношений (3)—(5) мы можем определить три неизвест¬
ные: A, A, v. При среднем значении L = 9,7 км и А = 4 км [7, 16], из (3)—(5)
имеем: b = 803,3 м; А = 9,7 м; v = 5,9 м/с. Расход Q при этом равен
Q = bhv = 46043,1 м3/с.
Это очень большой расход. Для сравнения напомним, что средний годовой
расход в устье р. Конго составляет ~39 тыс. м3/с, а в устье р. Янцзы ~31 тыс. м3/с
[ 25]. Вместе с тем расчетное значение Q оказалось более чем в 2,5 раза меньше
среднего расхода в нижнем течении р. Амазонки (равного 120 тыс. м3/с). В таблице
приводятся значения расходов, глубин, ширины и скоростей течения некоторых
земных рек в сравнении с соответствующими характеристиками, рассчитанными
нами для потока в долине Нергал.
Заметим, что если вместо формулы (3) для определения ширины потока b мы
воспользуемся широко известной формулой Л. Б. Леопольда и М. Г. Уолмана [ 26],
связывающей ширину потока только с шагом излучины,
L = 11,03* А101	(6)
(здесь все размеры задаются в метрах), то в этом случае при среднем значении
L = 9,7 км получим b = 821,6 м. Как видим, расчетные значения ширины
потока, определенные по различным формулам (3) и (6), практически совпадают.
При Ъ = 821,8 м из (4), (5) имеем: h — 9,9 м; v = 6,0 м/с; Q — 48592 м3/с.
Как следует из соотношений (3)—(5), если бы долина Нергал находилась не
на Марсе, а на Земле (т. е. при g = 9,81 м/с), то водный поток в этой долине,
имея ширину b = 803,3 м, обладал бы скоростью движения v = 2,3 м/с и
глубиной h = 0,5 м; при этом его расход оказался бы равным 996 м3/с. Уклон
русла (i) потока в долине Нергал можно определить из соотношения
v = С VRH-i,	(7)
где С — коэффициент Шези; RH — гидравлический радиус, RH = со/%; со — пло-
55

Сравнительные значения гидролш яческих параме ров некоторых рек Земли и р. Нергал (Марс)
Река
Ширина
Глубина, м
Скорость,
м/с
Средний
расход,
м3/с
Амазонка
До 5 км (в среднем течении)
15—20 км (в нижнем течении)
70 (в среднем течении)
135
(у г. Обилус)
0,7
120 тыс.
Волга
600—2100 м (в среднем
течении)
До 12
0,4—0,5
8 тыс.
Дон
200—350 м (в среднем
течении)
2—3
0,6—1,2
985
Днепр
300—500 м (в среднем
течении)
3—5
0,5—1,5
1670
Дунай (в
нижнем
течении)
До 2 км
5—7
©
о»
©
6,5 тыс.
Конго
До 1,5 км (у г. Матади)
40—70
1,0
39 тыс.
Миссури
180—400 м
12,0
©
-~-4
1
ъ
2250
Янцзы (в
нижнем
течении)
До 2 км
7—12
1,0
31 тыс.
Нергал (Марс)
800 м
10
6,0
46 тыс.
Нергал (в
условиях
земной
гравитации)
800 м
0,5
2,3
996
щадь поперечного сечения потока, % — смоченный периметр. Для русла прямо¬
угольного сечения со = bh, х = b + 2/г, отсюда:
RH =
Ыг
b + 2h'
Коэффициент Шези С определяем по формуле А. П. Зегжды [ 27]
(8)
^ = 5,66-1ё(ЛяА0 + 6,	(9)
где d — характерная крупность донных частиц грунта. Принимая d ~ 2 мм [8, 28],
из соотношений (8),(9) получим RH = 9,4 м; С = 52 м1/2*с. Уклон русла определя¬
ем из соотношения (7); имеем: i — 0,0014.
Можно также попытаться оценить величину промежутка времени Г, в течение
которого сформировались меандры долины Нергал. Для этого воспользуемся
формулой Тиан Тин-тенда [ 29], связывающей промежуток времени Т со стрелой
прогиба излучины а:
а уТ
d У(еУо) — 1 ’
(10)
где q — плотность воды; qs — плотность частиц грунта. По данным спускаемого
аппарата «Викинг-1», плотность частиц марсианского грунта на песчаных равнинах
в среднем составляет 1500—2000 кг/м3 [28]. Согласно [7, 16], стрела прогиба
излучины долины Нергал в среднем равна 2,1—2,5 км. На основании результатов
экспериментальных исследований Тиан Тин-тенда [29] величину безразмерного ко¬
эффициента а можно принять равной 10~7 (если время Т измеряется в годах). Отсюда,
учитывая ранее вычисленные значения b и v, из соотношения (10) находим:
Т ж 5570—6160 лет. Таким образом, мы можем сделать вывод, что постоянный
водоток в долине Нергал просуществовал не менее 6 тыс. лет.
56

Заключение
Согласно проведенным нами расчетам, древний водный поток, протекавший в
марсианской долине Нергал, имел глубину 9,7 м, ширину 803,3 м, скорость те¬
чения 5,9 м/с, расход 46 тыс*м3/с. Такой значительный расход свидетельствует о
большой интенсивности атмосферных осадков на Марсе в прошлом.
Полученные результаты служат дополнительным подтверждением того, что в
прошлом (в пределах последних 1,5—0,7 млрд, лет) на Марсе существовали мощ¬
ные постоянные открытые водотоки («реки»), причем время их'существования
было достаточно длительным, чтобы образовались меандрирующие долины,
подобные долине Нергал.
Можно также заключить, что по крайней мере один из периодов относительно
теплого марсианского «межледниковья» [ 1, 30] (а именно тот, во время которого
образовалась долина Нергал) длился никак не менее 6 тыс. лет, причем это
минимальный срок. Если же при этом учесть, что в рассматриваемый период
развитие флювиальной системы на Марсе должно было идти постепенно — от
начального («нулевого», безводного) состояния до состояния установившегося
движения мощных водных потоков по поверхности планеты, то становится ясным,
что продолжительность отмеченного теплого периода должна быть существенно
больше 6 тыс. лет.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Мартынов Д. Я. Курс общей астрофизики. M.: Наука, 1988. 640 с.
2.	Sciaparelli G. V. II planeta Marse. Milano: Vallardi, 1983. 254 p.
3.	Макарова H. В., Кац Я. Г., Козлов В. В., Сулиди-Кондратьев Е. Д. Геоморфология Марса//27-й
Междунар. геол. конгр. Сравнительная планетология. Докл. Т. 19. M.: Наука, 1988. С. 44—50.
4.	Маров М. Я. Планеты Солнечной системы. M.: Наука, 1986. 320 с.
5.	Карр М. Г. Флювиальная история Марса//Сравнительная планетология. Докл. на 27-й Междунар.
геол. конгрессе. Т. 19. M.: Наука, 1988. С. 22—32.
6.	Sharp R. Р., Malin М. С. Channels on Mars//Bull. Geol. Soc. America. 1975. V. 86. № 5. P. 593—609.
7.	Поверхность Марса. M.: Наука, 1980. 240 с.
8.	Кац Я. Г., Козлов В. В., Макарова Я. В., Сулиди-Кондратьев Е. Д. Рельеф, тектоника и вулканизм
Марса. М.: Недра, 1982. 102 с.
9.	Masursky Н. A. An overview of geologic results from Mariner-9//J. Geophys. Res. 1973. V. 78.
P. 4009—4030.
10.	Carr M. Я., Clow G. D. Marsian channels and valleys: Their haracteristics, distribution and age//Icarus.
1981. V. 48. P. 91 —117.
11.	Masursky H. A., Boyce J. M., Dial A. L. et al. Classification and time of formation channels band on Viking
Data//J. Geophys. Res. 1977. V. 82. P. 4016—4038.
12.	Мороз В. И. Физика планеты Марс. М.: Наука, 1978. 352 с.
13.	Полосухин В. П. Признаки «семиаридной» педипланации на Марсе//Геоморфология. 1987. № 3. С. 79—85.
14.	Pieri D. С. Martian valleys: Morphology, distribution, age and origin//Science. 1980. V. 210. P. 895—897.
15.	Кондратьев К. Я., Москаленко Н. И., Паржин С. Я. Парниковый эффект атмосферы Марса в
период повышенной вулканической активности//Докл. АН СССР. 1982. Т. 266. № 1. С. 55—58.
16.	Weihaupt J. G. Possible origin and probable discharges of meandering channels on the planet Mars//J.
Geophys. Res. 1975. V. 79. P. 2073—2076.
17.	Allen J. R. L. Physical processes of sedimentation. N. Y.: Amer. Elsevier, 1970. 436 p.
18.	Inglis С. C. The behavior and control of Rivers and canals//Central Waterpower Irrigation and Navigation
Res. Station. Poona: 1949. Res. Publ. 13. V. 1—2. 486 p.
19.	Великанов M. А. Динамика русловых потоков. Л.: Гидрометеоиздат, 1949. 474 с.
20.	Маккавеев Я. Я., Чалов Р. С. Русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1986. 264 с.
21.	Шайдеггер А. Е. Теоретическая геоморфология. М.: Прогресс, 1964. 452 с.
22.	Гришанин К. В. Гидравлическое сопротивление естественных русел. СПб.: Гидрометеоиздат, 1992.
184 с.
23.	Исаакян С. М. О механизме русловых процессов//Изв. АН АрмССР. Сер. Науки о Земле. 1966. Т. XIX.
№3. С. 81—93.
24.	Werner Р. W. On the origin of river meanders//Trans. Amer. Geophys. Union. 1951. V. 32. № 6. P. 898—902.
25.	Муранов А. П. Величайшие реки мира. M.: Просвещение, 1968. 304 с.
26.	Leopold L. В., Wolman М. G. River meanders//Bull. Geol. Soc. America. 1960. V. 71. № 6. P. 769—794.
27.	Зегжда А. П. Гидравлические потери на трение в каналах и трубопроводах. Л., М.: Госстройиздат,
1957. 276 с.
28.	Shorthill R. W., Moore Я. Scott R. F. et al The «soil» of Mars (Viking 1)//Science. 1976. V. 194. № 4260.
P. 91—97.
57

29.	Тиан Тин-тенд. Стабилизация судоходной реки в начальной стадии меандрирования: Автореф. дис.
... канд. техн. наук. СПб.: Ин-т инженеров водного транспорта, 1993. 16 с.
30.	Кондратьев К. Я. Планета Марс. Л.: Гидрометеоиздат, 1990. 368 с.
ПНИИИС	Поступила в редакцию
20.09.93
ON THE DETERMINATION OF HYDROLOGICAL CHARACTERISTICS
OF ANCIENT STREAM WHICH FLOWED IN THE NERGAL VALLEY
ON MARS
S. G. GEVORKYAN
Summary
An ancient stream which flowed in the Nergal valley of Mars was 9,7 m deep, 803,3 m wide, its flow velocity
was 5,9 m/s and discharge about 46,000 cub. m per sec. The values suggest abundant rainfall on Mars in the
past. The calculations brought the author to a conclusion on the existence of at least one relatively warm
«interglacial» on Mars (the time when the Nergal valley developed) which lasted not less than 6,000 years.
УДК551.435.11(571.5)
© 1994 г. А. А. ЗАЙЦЕВ, T. M. САВЦОВА
СКУЛЬПТУРНЫЙ И АККУМУЛЯТИВНЫЙ РЕЛЬЕФ
ВРЕЗАННЫХ РУСЕЛ РЕК ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ
И ОСОБЕННОСТИ ЕГО ФОРМИРОВАНИЯ
В процессе длительного формирования крупные реки среднегорных областей
Восточной Сибири разработали глубоковрезанные долины и беспойменные русла
со скальным ложем. К ним относятся правые притоки Енисея, верхняя и средняя
Лена, Алдан, Витим и мн. др. Только в межгорных котловинах, отличающихся
слабыми положительными или даже отрицательными тектоническими
движениями, формируются широкопойменные, часто разветвленные русла с ал¬
лювиальным ложем (Киренга, верхняя Ангара). Однако и в этих условиях корен¬
ные породы играют существенную роль в формировании рельефа русла.
В руслах рек часто образуются устойчивые к размыву выступы коренных
пород. Если в горах на врезанных, беспойменных реках это, как правило,
приводит к формированию скульптурного (скального) острова, то в межгорных
котловинах образуются скульптурно-аккумулятивные острова со скальным осно¬
ванием, перекрытым чехлом аккумулятивного материала. Многолетние исследо¬
вания подобных русел позволяют детальнее осветить основные закономерности
распространения скульптурных и скульптурно-аккумулятивных форм в них, вы¬
яснить влияние геолого-геоморфологических и гидродинамических факторов на
образование русловых форм. Кроме того, многочисленные наблюдения и анализ
развития русел рек Восточной Сибири помогают уточнить особенности механизма
врезания рек.
Геоморфологов всего мира давно интересуют проблемы формирования русел
горных рек, образования антецедентных и эпигенетических речных долин [ 1—4].
В этих теориях большое внимание уделяется тектоническим движениям. При
подъеме территории происходит «наложение» сформировавшейся реки (ме-
андрирующей, прямолинейной или разветвленной) на смятые в складки корен¬
ные породы, что приводит к появлению скульптурных форм руслового рельефа.
58

В свою очередь гидрологический режим реки за длительный период времени
претерпевает значительные изменения, что часто вызывает несоответствие
величины русловых форм гидравлическим характеристикам потока. В этом слу¬
чае ложе из более прочных пород обусловливает «управление» потоком.
Существенную роль в образовании скульптурных и скульптурно-аккуму¬
лятивных форм на реках Восточной Сибири играют гидродинамические факторы.
Большие уклоны территории и, как правило, малая фильтрация осадков в скальные
породы бассейна обеспечивают быстрый сток воды с водосбора в главную реку и
сосредоточение энергии потока в узких, неглубоких руслах. Эти факторы совместно
с значительными уклонами продольного профиля и соответственно скоростями те¬
чения обеспечивают усиление глубинной эрозии. Причем, чем крупнее река, тем
интенсивнее темпы ее врезания, поэтому некоторые притоки таких рек имеют даже
«висячие» устья, так как глубинная эрозия в них слабее. Преимущественное вре¬
зание реки, а не расширение ее русла, объясняется еще и тем, что при боковой эрозии
размыву подвергаются скальные, трудноразмываемые породы долины реки, а пло¬
щадь контакта потока с берегом намного меньше, чем с ложем.
Особенности формирования продольного профиля рек при восходящем
развитии рельефа были детально изучены коллективом исследователей под руко¬
водством Н. И. Маккавеева [ 5]. В частности, они указывают на преимущественное
развитие глубинной эрозии в среднем и верхнем течении реки при тектоническом
поднятии территории. Однако опыты проводились на модели с рыхлым ма¬
териалом, поэтому ряд выводов о соотношении врезания и боковой эрозии для рек
Восточной Сибири неприменим.
По нашему мнению, именно гидродинамические факторы обусловливают
образование скульптурных форм в горных глубоковрезанных, беспойменных
долинах. В межгорных котловинах на разветвленных реках водный поток в рука¬
вах прорезает толщу аллювия на дне и доходит до коренных пород. Например,
Киренга в пределах Улькано-Кутимской впадины, в зоне краевого прогиба Бай¬
кальского хребта протекает в широкой котловине, имея многорукавное русло, а
ее поток достаточно насыщен наносами, поступающими из притоков. Но и в этом
случае в части плесов выходят коренные породы. Врезание рукавов реки подтвер¬
ждается наличием на островах останцов надпойменных террас [ 6].
Форма скульптурных и скульптурно-аккумулятивных образований и законо¬
мерности их распространения в руслах зависят от геолого-геоморфологических
факторов: литологии пород и степени их выветрелости, текстуры горных пород,
тектонических структур, количества поступающих наносов и т. д. Опыт работы на
реках Лене, Алдане, Витиме, Олекме и др., анализ данных электрозондирования,
батиметрических карт, гидролокационной съемки и массового бурения позволил
выявить эти закономерности.
В среднегорье Восточной Сибири русла рек сложены различными по составу
породами: метаморфизованными осадочными и кристаллическими (известняками,
сланцами, гранито-гнейсами, гранитами и др.). Воздействуя на них, поток размы¬
вает податливые или ослабленные выветриванием породы, образуя неровности
коренного ложа. Коренные породы, контактирующие с потоком воды, как прави¬
ло, выветрены на глубину от десятков сантиметров до нескольких метров. Их
поверхность покрыта сетью трещин и нередко представляет собой так называе¬
мую разборную скалу — крупные глыбы, отделившиеся от материнской породы и,
частично, окатанные потоком, однако вследствие своей крупности не перемещен¬
ные рекой и остающиеся в месте своего образования. Ее происхождение предоп¬
ределено субаквальным выветриванием и коррозией влекомых наносов. На суше
и на отмелых участках русла в выветривании принимают участие морозное
выветривание и морозобойное растрескивание. Причем кристаллические породы
часто имеют большую толщину коры выветривания, чем осадочные. Это резуль¬
тат резкого различия современной обстановки и условий образования данной
породы, а также большей неоднородности минералогического состава гранито-
гнейсов по сравнению с тонкодисперсными породами осадочного чехла.
59

Рис. 1. Схема переката Макылганский (верхний Алдан)
а — батиметрическая карта: 1 — выходы гранито-гнейсов на дне и по берегам, 2 — изобаты (м), 3 —
направление течения, 4 — линия максимальных скоростей течения, 5 — кромка судоходной акватории;
б — выходы коренных пород и мощность галечно-валунного материала в русле реки: 1 — выходы
гранито-гнейсов на дне и по берегам, 2 — мощность толщи галечно-валунного материала
Противоэрозионная устойчивость коренных пород прямо отражается на глу¬
бине вреза. Чем прочнее породы, тем меньше глубина вреза. Например, аргилли¬
ты и алевролиты в районе устья Нюи на Лене встречаются на глубинах 6—8 м, в
тех же местах контактирующие с ними доломитизированные известняки находят¬
ся на глубине всего 2,5—3 м. В области контакта этих пород образуется уступ,
который в дальнейшем служит ядром развивающегося острова.
Текстура гранито-гнейсов бывает двух видов: однородная и неоднородная, что
отражается в рельефе ложа реки. Однородные кристаллические породы обычно
перекрыты маломощным слоем аллювия, скальное основание, как правило, ров¬
ное. Целостность породы могут нарушать сетчатые трещины, и поверхность
скалы состоит в этом случае как бы из отдельных крупных глыб (крупноглыбовая
текстура). Осередки на таких участках не развиваются. Неоднородные кристал¬
лические породы армированы кварцевыми жилами, увеличивающими способ¬
ность пород к неравномерному разрушению. В этом случае в русле встречаются
отдельные выступы и гряды гранитов и гранито-гнейсов — скульптурные формы
руслового рельефа.
Особенности рельефа русла зависят от соотношения между эрозионным воз¬
действием потока, составом пород, вскрывающихся в русле реки, и количеством
наносов, поступающих со склонов долины и из притоков. На средней Лене и в
верхнем Алдане в руслах интенсивны как эрозия, так и формирование аккуму¬
лятивных образований [ 7]. Участки этих рек длительно врезаются в коренные
породы ложа. Их долины глубоко вскрывают известняковые толщи Приленского
60

Рис. 2. Обнажение коренных пород в русле реки на перекате Соболевский (верхний Алдан) в экстре¬
мально низкую межень (фото Зайцева А. А.)
плато, кристаллические породы Алданского щита (верхний Алдан) и Патомского
нагорья (средняя Лена), глубина вреза даже в четвертичные отложения достигает
250 м [ 8]. В настоящее время практически невозможно судить о первоначальных
породах, в которых сформировались русла Пра-Лены и Пра-Алдана, однако
именно они предопределили направление современных русел, часто несоответст¬
вующее простиранию складок и литологии пород на глубине вреза.
В формировании рельефа русла принимают участие курумовые и осыпные
склоны. Гравитационное перемещение материала по эрозионным ложбинам и
рытвинам приводит к образованию конусов выноса в руслах рек. Поток размыва¬
ет их и вдоль берега вытягиваются прибрежные гряды [ 2]. Перемещаемый ма¬
териал осыпей дифференцируется по крупности и представлен преимущественно
породами склона с включением транзитного аллювия.
В местах развития кристаллических пород на верхнем Алдане, Олекме и
Витиме русло сужено, в нем чередуются сравнительно глубокие и узкие плесы, в
прибрежной части имеющие выходы скал полого или круто уходящих под урез;
перекаты расположены как бы сериями, друг за другом. Перекаты шире, чем
плесы, здесь часто развиваются осередки, реже примкнувшие к берегам подвод¬
ные побочни. Ядром осередков и отдельных побочней, представляющих собой
скульптурно-аккумулятивные формы, обычно является скальный выступ (рис. 1).
Ложе более крупных русловых форм, таких, как плесовые лощины, образовано
разборной скалой, гребни перекатов обычно аллювиальные, однако ядром их
является скальный выступ. В серии насчитывается шесть — девять перекатов.
Последний, самый нижний по течению, перекат приурочен к разлому или лито¬
логической границе и является самым узким и мелководным, ниже его начинается
более или менее длинный плесовый участок. Очень крупный валунный аллювий,
распространенный на этих отрезках русла реки, чутко реагирует на изменение
гидродинамических характеристик потока; даже незначительное расширение
русла, приводящее к снижению скоростей течения, способствует формированию
осередков и побочней. Осередки в свою очередь превращаются в острова с обшир¬
ной отмелью у оголовка. Последующее врезание русла происходит вдоль огибаю¬
щих острова рукавов, что, видимо, объясняет значительную высоту поверхности
островов. В том случае, когда выходы чрезвычайно прочных пород совпадают с
динамической осью потока в период половодья или паводка, в русле также обра¬
зуется скульптурная форма, но валунно-галечный материал на ней не отлагается.
Такие выступающие из воды скалы в русле верхнего Алдана имеются лишь в пяти
местах на 400-километровом отрезке от г. Томмота до устья Учура, они имеют до
50 м и более в диаметре и до 3—4 м в высоту (рис. 2).
Выходы известняков на верхнем Алдане и других реках Восточной Сибири в
центральной части русла встречаются редко, как правило, лишь в непосредствен¬
ной близости от берега. Поскольку кровля известняков залегает на несколько
61

метров глубже, чем кровля кристаллических пород, и перекрыта значительными
толщами аллювия, плесы и перекаты в большей степени дифференцированы по
глубине. При этом возрастает общая ширина русла. Многие скальные выступы в
прибрежной части отпрепарированы потоком и органически вписываются в
рельеф русла вследствие облекания их чехлом валунно-галечного материала.
Складки известняковых толщ хорошо прослеживаются как по обоим берегам,
так и в русле. Если углы наклона крыльев складок невелики, дно, как правило,
ровное. В случае крутого падения на дне реки формируются отдельные скальные
выступы. Таков рельеф русла на участке средней Лены в районе островов Тинный
и Батамайский.
Большое разнообразие метаморфизованных осадочных пород и обилие склад¬
чатых структур на средней Лене обусловливают разнообразие скульптурных и
скульптурно-аккумулятивных форм ложа реки. Наличие аккумулятивного грядо¬
вого рельефа, формирующегося различными по составу наносами (от крупного
валунника до песков), определяется интенсивностью поступления материала из
притоков. Именно его разнообразие обусловливает механический и петро¬
графический состав наносов главной реки. Количество поступающего материала
определяет форму и размер гряд на коренном ложе. Например, на отрезке от устья
Витима до пос. Мача притоки редки, наносов мало, поток почти повсеместно имеет
скальное ложе. Но по мере уменьшения уклонов реки вниз по течению и соответ¬
ственно снижения транспортирующей энергии потока, а также увеличения пос¬
тупления наносов из притоков, сначала в котловинообразных расширениях
долины, а затем и повсеместно встречаются хорошо развитые грядовые формы
донного рельефа. Однако на отдельных перекатах вследствие значительных ук¬
лонов и больших скоростей течения материал не накапливается, обнажаются
скальные породы (например, на перекатах Хатын-Тумул, Еловский и др.). Выходы
коренных пород в русле средней Лены наблюдаются и в местах пересечения
тектонических структур (антиклинальных складок, даек, а также в местах выхода
древних интрузий), т. е. связаны с тектоническими нарушениями горизонтальной
слоистости чехла осадочных пород. На рис. 3 приведен гидролокационный снимок
скального порога в корыте левой протоки Еловского переката. Порог плохо
выражен на батиметрической карте и хорошо прослеживается акустической
гидролокацией. Кроме скального выступа, пересекающего русло реки поперек
течения, у правого берега в тыловой части порога видны отдельные песчаные
гряды на безгрядовом, плоском галечном дне.
Аллювиальные отмели на Лене, как правило, полого наклонены к урезу, они
плоские, развиты у приверхов островов. Прибрежные русловые формы весьма редки.
Мощность аллювиальных отложений на гребнях перекатов незначительна — от 0,1
до нескольких метров. Мелкий аллювий часто скапливается на гребнях перекатов
в период прохождения руслоформирующих расходов воды, а к концу летней
межени поток полностью его размывает [ 9]. В плесах мощность аллювия может
быть значительной и достигать 8	10 м; однако в сужениях русла или в местах
пересечения рекой антиклинальных складок аллювий может отсутствовать.
Большинство островов средней Лены имеет скальный выступ, причем кровля
его прослеживается почти до уровня высоких руд. В ухвостьях островов на
отмелях толща аллювия также незначительна и составляет от 0,1 до нескольких
метров. В пределах отмелей у приверхов островов мощность аллювия снижается
вниз по течению при приближении к острову. Все эти факты говорят о связи
процессов формирования осередков и островов с выступами коренных пород.
Таким образом, в системе поток — русло (в широком смысле река — горные
породы и их залегание) в равной мере участвуют оба фактора. Сосредоточение
энергии потока вдоль узких зон обеспечивает преобладание глубинной эрозии.
Прочные горные породы, тектонические структуры, отпрепарированные потоком,
и другие факторы способствуют появлению скальных выходов в руслах рек и
многообразию форм руслового рельефа. Скульптурные формы образуются в
узких долинах и представлены отдельными скальными осередками и прибреж-
62

Рис. 3. Скальный порог Еловского переката (средняя Лена)
а — карта глубин и область гидролокации дна: 1 — изобаты (м), 2 — глубины в отдельных точках, 3 —
линия движения судна, 4 — область гидролокационной съемки, 5 — бровка острова, 6 — выход коренных
пород на берегу реки; б — гидролокационный снимок скального порога
63

ными выступами. В расширениях долин при некотором уменьшении эрозионной
деятельности потока и наличии аллювия образуются скульптурно-аккуму¬
лятивные формы (острова, осередки) с цоколем из скальных пород, прикрытым
аллювиальным чехлом.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Маккавеев Н. И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: йзд-во АН СССР, 1955. 343 с.
2.	Русловой режим верхнего Алдана/Под ред. Чалша Р. С. М., 1984. 136 с.— Дел. в ВИНИТИ 29.05.85.
№ 4923-85.
3.	Щукин И. С. Общая геоморфология. М.: Изд-во МГУ, 1960. Т. 1. 614 с.
4.	Леонтьев О. КРычагов Г. И. Общая геоморфология. М.: Высш. шк., 1988. 318 с.
5.	Экспериментальная геоморфология/Под ред. Маккавеева Н. И. М.: Изд-во МГУ, 1978. Выл. 3. 141 с.
6.	Белый Б. В., Беркович К. М.у Борсук О. А. и др. Морфология, динамика и регулирование русла
р. Киренги в связи с транспортным освоением зоны БАМ//Эрозия почв и русловые процессы.
М.: Изд-во МГУ, 1979. Вып. 7. С. 119—135.
7.	Беркович К. М., Зайцев А. А., Лодина Р. В., Чалов Р. С. Русловые процессы на реках в зоне
БАМа//Вод. ресурсы. 1985. № 5. С. 76—80.
8.	Беркович К. М., Борсук О. А., Гаррисон Л. М. и др. Русловой режим и регулирование русла средней
и нижней Лены//Эрозия почв и русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1981. № 8. С. 125—156.
9.	Беркович К. М., Зайцев А. А., Лодина Р. В., Чалов Р. С. Русловые процессы на больших реках Восточной
Сибири с галечно-валунным аллювием//Вести. МГУ. Сер. 5, География. 1985. № 3. С. 35—41.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет,	13.10.92
Московский педагогический
госуниверситет им. В. И. Ленина
SCULPTURAL AND ALLUVIAL LANDFORMS OF INCISED
CHANNELS IN EAST SIBERIA: SPECIAL FEATURES
OF THE RELIEF FORMATION
A. A. ZAITSEV, T. M. SAVTSOVA
Summary
Configuration and distribution erf sculptural and sculptural-alluvial formations in channels of East Siberian rivers
are under control of geologkal-geomorphological factors, such as rock lithology and texture, tectonic structure,
sediment delivery. Sculptural landforms — rock islands and stony ledges on the banks — are common for narrow
valleys and places where rivers cut across tectonic structures. Sculptural-alluvial landforms are typical of the places
where sediment input is abundant, such as tributary mouths and expanded sections of valleys.
УДК551.435.162( 470.4)
© 1994 г. E. Ф. ЗОРИНА, Б. П. ЛЮБИМОВ, И. И. НИКОЛЬСКАЯ,
С. Д. ПРОХОРОВА
КОЛИЧЕСТВЕННАЯ ОЦЕНКА СОВРЕМЕННОЙ ИНТЕНСИВНОСТИ
ОВРАЖНОЙ ЭРОЗИИ В БАССЕЙНЕ ВОЛГИ
Эрозионно-аккумулятивные процессы на склонах, в первичных линейных
эрозионных врезах и оврагах, в лощинах, суходолах, балках, и, наконец, в реках разных
порядков — все это взаимосвязанные составляющие единого процесса флювиальной
денудации. Лощинно-балочно-суходольная сеть, развитая в пределах водосбора
реки, является аккумулятором подавляющего объема смываемого с водосбора
почвенно-грунтового субстрата, а также выноса материала из развивающихся
64

овражных врезов. Установившееся в естественных условиях соотношение между
эрозионными и аккумулятивными процессами на водосборе поддерживало жизне¬
деятельность речной сети, обеспечивало ее самоочищение от материала,
приносимого со склонов и размытого в процессе глубинной и боковой эрозии
русла. Однако антропогенная или ускоренная эрозия, начавшаяся в результате
активации распашки земель на территории большей части Волжского водосбора,
особенно в лесостепной и степной зонах, привела к крайне негативным пос¬
ледствиям в верхних звеньях речной сети — к их обмелению, а часто и к полной
деградации и отмиранию вследствие большой интенсивности овражных выносов
в малые реки. Поэтому количественная оценка современной интенсивности
овражной эрозии весьма актуальна при решении целого ряда практических воп¬
росов водного хозяйства, проблемы малых рек и трансформации жизнедеятель¬
ности речного бассейна Волги в целом.
Проблеме соотношения эрозии и переотложения материала в пределах речных
водосборов посвящены работы В. В. Докучаева [1], В. И. Масальского [2\ Н. И. Макка-
веева [3], С. С. Соболева [4] и др. Н. И. Маккавеевым установлено явление
трансгрессивной аккумуляции, или продвижения зон аккумуляции сверху вниз по
течению, из зон временных водотоков и малых рек в долины круйных речных
артерий. Показателем соотношения эрозионных и аккумулятивных процессов
опосредствованно может служить степень выработанности рельефа поверхности
бассейна реки и ее продольного профиля: чем более выработан рельеф и чем
древнее линейные эрозионные формы, тем меньшая часть склонового материала
поступает в русло.
В последние годы в Научно-исследовательской лаборатории эрозии почв и
русловых процессов Географического факультета МГУ выполнен значительный
объем работ по натурным исследованиям эрозионно-аккумулятивных процессов в
различных регионах России, в том числе в пределах водосбора р. Волги. Исследо¬
вания, которые можно считать репрезентативными для центральных и восточных
частей Среднерусской возвышенности (в пределах Орловской, Тульской и Рязан¬
ской областей) показали, что в долинах малых рек и ручьев практически полно¬
стью аккумулируется материал, снесенный с водосборов [ 5, 6].
Известно, что за последние 300 лет на площадях сельскохозяйственного осво¬
ения в бассейнах Волги, Дона, Днепра объем смыва почвы со склонов превысил
100 млрд, м3, причем объем материала, вынесенного из оврагов, составил около
10 млрд. м3. Из этого объема лишь 6% прошло через замыкающие створы этих
рек. Остальная часть наносов аккумулировалась в водосборных бассейнах,
причем большая часть — на площади водосборов рек первых порядков, т. е. в
верхних звеньях гидросети [ 7]. В бассейнах рек Центра Русской равнины, в
лесостепной и степной зонах заилено и заполнено наносами большинство водото¬
ков 1-го порядка, деградировали водотоки 2-го и 3-го порядков.
Соотношение эрозии и аккумуляции на речных водосборах варьирует в
широких пределах в зависимости от зональных и региональных географических
условий, а также в зависимости от баланса составляющих эрозионно-аккуму¬
лятивного процесса в каждом из звеньев гидросети — в ложбинах, суходолах,
балках, оврагах и реках разных порядков. Овражная сеть, расчленяющая водосбо¬
ры речных, суходольных и балочных систем, играет большую роль в общей
картине перераспределения твердого материала. Овраги, привязанные к поймам
или к урезам рек, в значительной степени обусловливают рельеф пойм, степень
развития боковой эрозии русла, процесс его меандрирования и формирования
перекатных участков. Интенсивность выноса материала из оврагов зависит также
от стадии их развития. В начальный период происходит активный глубинный врез
и размыв материала, перенос почвенно-грунтовых частиц по тальвегу к устью
оврага. По мере роста длины и глубины эрозионного вреза, развития боковых
отвершков, расширения овражных систем и смыва материала с откосов
увеличиваются объемы овражных выносов. На заключительной стадии развития
рост оврагов замедляется, продольный профиль приобретает форму, близкую к
3 Геоморфология, № 4
65

«выработанному», поперечный — стабилизируется, склоны зарастают и на днище
по всей .длине начинается процесс аккумуляции наносов, поступающих с водо¬
сборной площади [ 3].
Современная интенсивность овражной эрозии количественно может
оцениваться объемами грунта, поступающего через устьевые створы развива¬
ющихся оврагов в более крупные звенья эрозионной сети за единицу времени с
единицы площади, т. е. модулями выноса грунта м3/год • км2. Для оценки совре¬
менной интенсивности развития оврагов по показателю модуля необходимо иметь
следующие данные: 1) плотность оврагов (П), т. е. общее количество развива¬
ющихся оврагов на единицу площади, ед/км2; 2) средние линейные скорости роста
(Vm) активных оврагов, м/год; 3) средние габаритные характеристики растущих
оврагов — средние площади .поперечного сечения — F, м2. Модуль выноса
(интенсивность овражных выносов) можно представить как
W = П V0BF, м3/год * км2
Ниже приводятся сведения об источниках информации и методах определение
исходных параметров, необходимых для расчета модуля выноса.
В Научно-исследовательской лаборатории эрозии почв и русловых процессов
Географического факультета МГУ составлена карта плотности оврагов для
территории Европейской части России в м-бе 1 : 2 500 000. При составлении карты
были учтены все овраги длиной более 70 м. Для определения градаций ступеней
шкалы построены гистограммы встречаемости различных значений, анализ кото¬
рых позволил выбрать следующие интервалы плотности оврагов, ед/км2: 1) ^ 0,01;
2) 0,011—0,1; 3) 0,11—0,5; 4) 0,51—2,0; 5) 2,1—3,0; 6) 3,1—5,0; 7) > 5,0.
Анализ карты выявил определенные закономерности в распространении овра¬
гов, отражающие как зональные, так и азональные особенности процесса овраго-
образования, а также степень хозяйственного освоения территории. В бассейне
Волги наибольшая заовраженность отмечается в степной и лесостепной зонах,
характеризующихся наиболее благоприятными для развития оврагов условиями:
давнее и активное сельскохозяйственное освоение, значительные объемы стока,
большие глубины местных базисов эрозии и др. Районы высокой плотности оврагов
и значительного овражного расчленения занимают территории юга Среднерусской,
Приволжской возвышенностей, Сыртов Высокого Заволжья. В лесной зоне наиболее
заовраженными являются районы среднего и нижнего течения Вятки, нижнего те¬
чения Камы, Смоленско-Московской и Валдайской возвышенностей, северной части
Среднерусской возвышенности, где при сведении лесов и распашке земель начался
интенсивный рост оврагов. Северная часть лесной зоны, зоны лесотундры и тундры
характеризуются крайне слабой современной заовраженностью. Это практически
неосвоенные или слабоосвоенные земли с равнинным, холмисто-западинным и
холмисто-грядовым рельефом. Слабой заовраженностью характеризуются также
низменности (Прикаспийская, Мещерская и др.).
Для получения количественных данных о скоростях роста оврагов были соб¬
раны и проанализированы литературные источники, а также материалы собст¬
венных полевых и стационарных исследований сотрудников лаборатории в раз¬
ных районах Волжского бассейна. Картометрические определения производились
по разновременным картографическим и аэрофотосъемочным материалам. Ско¬
рости роста оврагов варьируют в зависимости от природных условий (средней
водности территории, характера весеннего снеготаяния и дождевых паводков,
размываемости пород, глубин базисов эрозии), от стадии развития и условий
антропогенного воздействия (перераспределения и концентрации стока при уничто¬
жении естественной растительности, изменении первичного рельефа и т. д.). Анализ
имеющихся материалов показал, что средние скорости линейного роста оврагов
для территории Волжского бассейна варьируют в основном в пределах от 0,2—0,3
до 2,0—2,5 м/год. На большей части территории преобладают средние скорости
роста порядка 1,0 м/год.
66

Средние размеры активно растущих оврагов определены по крупномасштаб¬
ным картам, частично использованы данные полевых экспедиционных исследо¬
ваний на ключевых участках (в бассейнах Оки и ее притоков, Камы, Вятки,
средней Волги, Самары) К Определялись средние глубина и ширина оврага,
типичная форма поперечного профиля и рассчитывалась средняя площадь попе¬
речного сечения типичного оврага. Ниже дается характеристика плотности,
средних скоростей роста и типичных площадей поперечного сечения оврагов по
отдельным районам Волжского бассейна.
Для всех районов в верховьях Волги, включая бассейны левобережных притоков
вплоть до Ярославля, характерна очень малая плотность оврагов (до 0,05 ед/км2)
или полное их отсутствие на обширных залесенных равнинных территориях.
Лишь в пределах Валдайской возвышенности, Вышневолоцкой и Торжковской
гряд плотность оврагов возрастает до 0,4 ед/км2. Средняя площадь поперечных
сечений равна 10 м2. Средняя скорость роста не превышает 0,5 м/год. Преоблада¬
ют сравнительно короткие овраги длиной до 100, глубиной 2—4, шириной до 6 м.
Овраги врезаны в моренные суглинки, глины, супеси и пески.
По правобережью Волги на участке от устья р. Вазузы до Ярославля плотность
оврагов варьирует от 0,5 до 2,4 ед/км2, скорости роста — 0,5—1,0 м/год, средняя
площадь поперечного сечения — 22 м2, глубина врезов от 2 до 9 м, ширина оврагов
между бровками 2—18 м, длина до 500 м.
На участке от Ярославля до Нижнего Новгорода выделяются два подрайона с
разными характеристиками овражности. Для правобережья сохраняется большая
плотность оврагов — до 2 ед/км2, те же скорости роста 0,5—1,0 м/год, средняя
площадь поперечного сечения — 44 м2, глубина врезов от 3 до 15 м, ширина между
бровками 5—25 м, длина оврагов 200—1000 м. Для низменных участков по левому
берегу Горьковского водохранилища в бассейнах рек Костромы и Унжи плот¬
ность, скорость роста и габариты оврагов минимальные, что обусловливает край¬
не низкие объемы выносов.
Бассейн Оки характеризуется в целом сильной заовраженностью, особенно в
хорошо освоенных районах лесостепной и степной зон. Исключением являются
районы Мещерской низменности, характеризующиеся малой заовраженностью.
Плотность современных растущих оврагов на большей части территории
варьирует в широком диапазоне от 0,05 до 4 ед/ км2. Средняя скорость роста
оврагов близка к 1 м/год. Среднее поперечное сечение оврагов на основной части
площади бассейна 21 м2. На возвышенных участках правобережья средняя пло¬
щадь поперечного сечения достигает 30—35 м2 (бассейн Цны и Мокши), а на
низменных участках левобережья не превышает 10—15 м2( бассейны Таза, Уводи,
Клязьмы).
Район левобережья Волги от Нижнего Новгорода до Казани низменный, зале¬
сенный, мало заовраженный, с плотностью 0,05—0,4 ед/км2. На отдельных заов-
раженных водосборах плотность достигает 1,3 ед/км2. Средняя площадь попереч¬
ного сечения растущих оврагов в верховьях рек (Большая и Малая Кокшенга,
Илеть, Ветлуга) достигает 10 м2, в среднем течении близка к 21 м2. По высокому
правобережью Волги на том же участке отмечается большая заовраженность
(плотность оврагов до 5 ед/км2), средние скорости изменяются в диапазоне 0,5—
1,2 м/год, в отдельных случаях увеличиваются до 2 м/год. Средняя площадь
поперечного сечения оврагов в долине Волги 52 м2, а в бассейнах ее притоков
уменьшается до 35 м2.
Обширный бассейн Камы по заовраженности и интенсивности овражных вы¬
носов разбивается на множество районов и отдельных бассейнов рек-притоков.
При этом условия оврагообразования определяются общими ландшафтными и
геоморфологическими особенностями. Наиболее полные характеристики по рас¬
пространению оврагов и скоростям их линейного роста отражены в монографии
1 Ключевые участки выбирались в соответствии с районированием бассейна Волги по геоло¬
го-геоморфологическим и гидролого-климатическим факторам оврагообразования.
3*
67

коллектива авторов Казанского университета [ 8], где обобщены данные много¬
летних наблюдений многих исследователей (Л. Е. Сетунской, Е. А. Мироновой,
H.	М. Коротиной, Н. Н. Назарова и др.).
В верховье Камы и ее притоков, как и в верховьях рек Предуралья, плотность
оврагов незначительная, в основном менее 0,1 ед/км2. В районе Верхнекамского
водохранилища, в бассейне Иньвы, плотность и габариты оврагов увеличиваются:
плотность до 4 ед/км2, площадь поперечного сечения — до 21—35 м2. Такая же
высокая овражность отмечается в бассейне среднего и нижнего течения Вятки и
ее притока Чепцы.
В бассейнах рек-притоков Камы в среднем ее течении овраги распространены на
освоенных распаханных территориях. Они развиваются в покровных суглинках и
прорезают коренные породы (известняки). Сочетание процессов эрозии с карстом и
оползнями определяет здесь специфику оврагов. По правому берегу Камы и в
бассейнах рек Сива и Иж плотность оврагов значительная, преимущественно
I,	3—2,5 ед/км2, средние скорости достигают 2 м/год, средние площади попереч¬
ного сечения 35 м2. В бассейнах левобережных притоков Камы наиболее распро¬
странена плотность оврагов 0,4 ед/км2. На отдельных участках р. Белой она
достигает 2—2,5 ед/км2. Минимальная плотность оврагов (0,05 ед/км2) в бассей¬
нах рек Ик и Зай. Средние скорости роста колеблются от 0,3 до 0,6 м/год. Средние
площади поперечного сечения оврага 21 м2 и только в долине Камы — 35 м2.
Ниже по течению Волги, от устья Камы по берегам Куйбышевского и Волго¬
градского водохранилищ, наиболее заовраженным является правый берег
(Приволжская возвышенность). Здесь отмечается высокая плотность оврагов —
2—5,5 ед/км2, средние скорости роста — до 1,5 м/год, площади поперечного сечения
52—60 м2. На левобережье плотность значительно снижается до 0,4 ед/км2, средние
скорости — до 0,3—0,5 м/год, средние площади до 21 м2 (бассейны рек Черемшан,
Ток, Сок). В бассейнах рек Малый и Большой Иргыз овражная эрозия развита
слабо. Плотность оврагов не превышает 0,4 ед/км2, средняя скорость 0,3 м/год,
средняя площадь—10 м2. В пределах Прикаспийской низменности оврагов
практически нет.
Анализ полученных характеристик овражности позволил оценить
интенсивность развития овражной эрозии через модуль выноса склонового ма¬
териала, м3/год *км2. Расчет сделан по приведенной выше зависимости в пределах
водосборов рек 1-го порядка по карте масштаба 1 : 2 500 000. По результатам
обработки полученных характеристик овражных выносов составлена гистограм¬
ма и разработана легенда карты современной интенсивности овражной эрозии на
территорию Волжского бассейна. Масштаб карты: 1 : 2 500 000 (рисунок); выделе¬
ны шесть категорий модулей выноса, м3/год -км2: 1 — до 0,1; 2 — 0,11—1,0; 3 —
1,1—20,0; 4 — 20,1—75,0; 5 — 75,1—200,0; 6 — более 200.
Анализ карты позволил выделить следующие типы территорий по различной
степени интенсивности овражных выносов.
I.	Территории с минимальной интенсивностью овражных выносов (менее
0,1 м3/год*км2) сосредоточены на юге Волжского бассейна — в Астраханской,
южной части Волгоградской областей и Калмыкии.
II.	Территории с очень слабой интенсивностью овражных выносов (0,11 —
1,0 м3/год • км2) прослеживаются в районах крайне редкого распространения овра¬
гов и относительно слабого их современного роста в лесной зоне в верховьях
Волги и Камы, вдоль западных склонов Уральских гор (бассейны Чусовой, Уфы,
Белой), а также в средней части бассейна Волги (низовья Оки, рек Малая и
Большая Кокшанга, Корженец и др.).
III.	Слабая интенсивность овражных выносов (от 1,1 до 20,0 м3/год • км2) харак¬
терна для довольно большой территории Волжского региона: участков холмисто¬
грядового рельефа в северной части бассейна, бассейнов Оки, Ветлуги, левобе¬
режья Камы, плато Общего Сырта.
IV.	На территориях с умеренной интенсивностью овражных выносов (20,1 —
68

Современная интенсивность овражной эрозии в бассейне Волги по модулю выноса грунта, м3/год*км2
1 — менее 0,1 — минимальная эрозия, 2 — 0,11 —1,0 — очень слабая, 3 — 1,1—20,0 — слабая, 4 —
20,1—75,0 — умеренная, 5 — 75,1—200,0 — высокая, 6 — более 200 — очень высокая
75,0 м3/год-км2) целесообразно выделить участки с интенсивностью 20—50 и
50—75 м3/год*км2. Модуль выноса до 50 м3/год-км2 характерен для территории
Среднерусской возвышенности в бассейнах притоков Оки, таких, как Жиздра, У па,
Проня, Цна, западных склонов Приволжской возвышенности (бассейны рек Сура и
Барыш), районов Высокого Заволжья. Интенсивность выносов, превышающая
50 м3/год • км2, встречается на Приволжской и Верхнекамской возвышенностях.
V.	Территории с высокой интенсивностью овражных выносов (75,1—200 м3/год • км2)
отмечены в основном на правобережье среднего течения долины Волги и бассей¬
нах ее притоков — рек Сура, Цивиль, Терешка. На левобережье площади с такой
интенсивностью встречаются на побережье Куйбышевского водохранилища и на
правом берегу Камы.
VI.	Очень высокая интенсивность (более 200 м3/год • км2) наблюдается только
на двух участках Волжского бассейна: на правом берегу Волги ниже г. Новочебок-
сарска и в бассейне Сызранки.
Величины модулей выноса грунта из растущих оврагов являются показателем
интенсивности развития линейной эрозии. В сочетании с данными об объемах
смыва с водосборных бассейнов и характеристиках мутности водотоков разных
порядков они дают представление о направленности эрозионно-аккумулятивного
процесса в различных звеньях эрозионной сети.
Настоящая работа является первым опытом картографической интерпретации
и анализа величин модулей выноса склонового материала из оврагов с площади
одного из крупнейших речных водосборных бассейнов Европейской России.
69

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Докучаев В. В. Овраги и их значение. Вып. 2. СПб., 1877.
2.	Масальский В. И. Овраги черноземной полосы России, их распространение, развитие и деятельность.
СПб., 1897. 251 с.
3.	Маккавеев Н. И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М., Л.: Изд-во АН СССР, 1955. 345 с.
4.	Соболев С. С. Развитие эрозионных процессов на территории Европейской части СССР и борьба с
ними. Т. 1. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1948. 307 с.
5.	Ажигиров А. А., Веретенникова М. В., Голосов В. Я. и др. Баланс наносов в геоморфологическом
эрозионно-аккумулятивном комплексе на малом водосборе//Экзогенные процессы и окружающая
среда. Казань: Изд-во Казан, гос. ун-та, 1988. С. 6—7.
6.	Овражная эрозия. М.: Изд-во МГУ, 1989. 168 с.
7.	Косов Б. Ф., Зорина Е. Ф., Прохорова С. Д. История развития антропогенной овражной сети в
центральной лесостепи Европейской части СССР в связи с ее хозяйственным освоением//Геомор¬
фология. 1982. № 3. С. 44—50.
8.	Овражная эрозия востока Русской равнины. Казань: Изд-во Казан, гос. ун-та, 1990. 141 с.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	25.05.93
QUANTITATIVE ESTIMATION OF THE RECENT GULLY EROSION RATE
IN THE VOLGA DRAINAGE BASIN
E. F. ZORINA, В. P. LYUBIMOV, I. L NIKOLSKAYA, S. D. PROKHOROVA
Summary
The work is the first attempt to present a cartographic interpratation and analysis of slope deposits yield by
gully network within the Volga drainage basin. The material yield was calculated from the data on gully growth
rate, their density and average dimensions. The obtained values of the gully network growth rate are of
considerable interest, as one of principal components of erosion-accumulation process within drainage basin of
different order.
УДК551.435.13( 235.216)
© 1994 г. P. В. ЛОДИНА, С. К. ХАКИМОВ, Р. С. ЧАЛОВ
СОВРЕМЕННЫЙ РУСЛОВОЙ АЛЛЮВИЙ БОЛЬШИХ ГОРНЫХ РЕК
ЗАПАДНОГО ТЯНЬ-ШАНЯ И ИХ ПРИТОКОВ
В последние два-три десятилетия существенно возрос интерес исследователей
к изучению современного аллювия горных рек. Появились публикации по Кавка¬
зу, Алтаю, отдельным регионам Тянь-Шаня — Заилийскому Алатау [1] и малым
рекам западной части этой горной страны [ 2]. В настоящей статье приводятся
результаты исследования руслового аллювия больших горных рек Западного
Тянь-Шаня — Пскем, Угам, Чаткал, Акбулак, Ахангаран и их притоков,
формирующихся в условиях интенсивного общего врезания рек и активной селе¬
вой деятельности на притоках [ 3].
Объектом исследования явились надводные (в межень) части прирусловых
отмелей (побочни, осередки, косы) и других скоплений галечно-валунного ма¬
териала. Определение гранулометрического состава аллювиальных отложений
проводилось на площадках определенных размеров, вложенных одна в другую:
для крупных валунов — площадь 25 м2, для средних — 9 м2, для мелких — 1 м2.
Это позволило охарактеризовать руслообразующие наносы, слагающие отмостку.
Кроме того, в шурфах с предварительно снятой отмостки отбирали пробы весом

до 50—70 кг, для которых также выполняли гранулометрический анализ (валуны
и крупная галька — методом обмера, остальное — взвешивания), в результате
чего были получены данные о составе аллювиальной толщи, слагающей русло под
отмосткой. Всего по рекам региона проведено измерение наносов на 124 площад¬
ках. При выборе площадок учтены специфические особенности долины и русла,
влияющие на состав наносов (влияние выносов из селевых притоков, чередование
сужений и расширений, смена геологических условий, тип русла и т. д.).
Рассматриваемый регион представляет собой горную систему, образованную
сложным чередованием хребтов, межгорных и внутригорных котловин. Бассейны
рек сложены разнообразными по возрасту и составу породами. В пределах хреб¬
тов, расчленяемых долинами рек, преобладают пород палеозоя: сильномета-
морфизованные известняки девона и карбона, песчаники, сланцы. Лишь западная
часть Чаткальского хребта сложена гранитами, гранодиоритами, кварцевыми
диоритами. Мезозойские и кайнозойские отложения, представленные кварцевыми
песчаниками, красноцветными глинистыми песчаниками, глинами, мергелями,
распространены в среднегорье, слагают борта долин в средней и нижней части
рек. Все древние отложения перекрыты чехлом четвертичных отложений мощно¬
стью от 1 до 10 м на склонах и водоразделах и 10—30 м в долинах. Это —
конгломераты, пески, суглинки.
Верховья рек расположены в высокогорной зоне на отметках 3000—3500 м.
Прорезая известняки, они здесь образуют ущелья или узкие долины часто с почти
отвесными склонами, коническими осыпями, селевыми и лавинными конусами
выноса. Средние течения рек имеют относительно широкие долины часто коры¬
тообразной формы, иногда склоны долин террасированы. Характерная особен¬
ность долин многих больших рек в среднегорной зоне Западного Тянь-Шаня (в
том числе рек Пскем, У гам, Чаткал) — большая ширина долины на уровне
примерно 100-метровой террасы, на поверхности которой располагаются населен¬
ные пункты, сельскохозяйственные угодья, проложены коммуникации. Современ¬
ные русла врезаны в эту террасу, образуя каньоны; водный поток занимает все
дно таких каньонов, имеет суженное русло, в основном лишенное аллювия благо¬
даря повышенной транспортирующей способности стесненного потока. Притоки
имеют нередко висячие устья, образуя при впадении в главную реку водопады на
выходах коренных пород. На р. Пскем цоколи террас, берега и дно представлены
очень плотными «каменными» глинами красноватого цвета, которые при
смачивании создают своеобразную «смазку», снижающую сопротивление трения,
величину шероховатости дна русла. Это, наряду со стеснением потока, способст¬
вует еще большему росту скорости и обеспечивает транзит галечно-валунного
материала без образования скоплений аллювия. Последние возникают лишь за
выступами берегов, имеют вид наброса на поверхности коренных бечевников.
Низовья рек расположены, как правило, в низкогорье. Долины преобретают
ящикообразную форму. Склоны террасированы. Днище долин занято поймой,
достигающей ширины 400—500 м (р. Ахангаран). На р. Чирчик эта часть долины
соответствует нижнему бьефу Чарвакского гидроузла, на р. Ахангаран —
Ангренского.
Характер питания и внутригодовое распределение стока в бассейнах рек опре¬
деляется распространением в высокогорной зоне ледников и вечных снегов.
Пскем и Чаткал, по классификации В. Л. Шульца [ 4], относятся к рекам снегово¬
ледникового питания; Угам, Ахангаран — снего-дождевого; Майдантал, Ойгаинг —
ледниково-снегового питания. Режим притоков зависит от высоты водосборной
площади и связан как с дождевым питанием (ниже 2000 м), так и с ледниковым
(свыше 3700 м). Для рек региона характерно колебание водности от года к году.
Модуль стока зависит от высоты водосбора и ориентации долины относительно
движения воздушных масс и пород, слагающих бассейн. Максимальные расходы
воды( Q) в высокогорной части исследуемой территории (бассейны рр. Майдантал,
Ойгаинг, Чаткал выше устья р. Терс) формируются талыми водами высокогорных
снегов и ледников; в остальной части региона — за счет таяния снегов i
71

интенсивных дождей. Максимальные расходы воды на малых водотоках часто
проходят в виде селевых протоков. Среднегодовой расход воды р. Чаткал состав¬
ляет 108 м3/с, р. Пскем — 75,5, р. Угам — 21,2, р. Ойгаинг — 27,9 и Ахангардн --
23 м3/с. Среднегодовой расход взвешенных наносов колеблется от 54 кг/с на р. Чаткал
до 1,75 кг/с в устье р. Ойгаинг. В межень потоки полностью осветляются, и почти
весь сток наносов проходит во время половодья и паводкового периода.
На всем протяжении горной зоны Западного Тянь-Шаня в русла рек поступает
большое количество обломочного материала, т. е. в процессе формирования ал¬
лювия вся горная зона является питающей провинцией. Однако на участках
внутригорных впадин и расширений из-за большой ширины долины (до 2 км)
обвально-осыпной и другой склоновый материал не поступает непосредственно в
русла больших рек, и питание их наносами осуществляют притоки, в том числе
селевые. В верховьях рек гранулометрический состав наносов определяется не
столько гидравлическими характеристиками потока и уклонами, сколько лито¬
логическими и текстурными особенностями горных пород, слагающих склоны
долины. Большое значение имеет интенсивность обвально-осыпных процессов на
склонах. Роль их особенно велика в ущельях типа теснин и каньонов, где они
наиболее ярко выражены и их продукты поступают непосредственно в русло. В
верховьях важную роль играют селевые явления, сильно изменяющие не только
русла самих селевых рек, но и русла рек, принимающих сели. Как правило, в
верховьях рек поток не способен полностью переработать весь селевый и склоно¬
вый материал, поступающий в русло. В связи с этим сели здесь являются основ¬
ным фактором формирования и распределения донных наносов.
Для русел верховьев горных рек также характерно скопление огромных глыб
обвального происхождения диаметром до 1 м и более, которые зачастую определяют
форму горного русла (верховья рек Мазарсай, Акбулак, Тереклисай, Чиралма и др.).
В движении глыб большую роль играет гидростатический напор [5], вследствие
чего глыбы иного петрографического состава нередко оказываются в области расп¬
ространения горных пород, поставляющих в русло более мелкий материал.
Например, на Пскеме, ниже впадения Урунгачсая, где река течет в области распро¬
странения красных глин, в русле встречаются глыбы гранита (1,6 X 1,0 X 1,20 м),
принесенные потоком с вышележащих участков.
Перед большим скоплением глыб, а также в их «тени» часто происходит
аккумуляция более мелкого материала, представленного мелкими валунами, га¬
лечниками и даже гравием. Например, на Чаткале ниже впадения Харгушсая за
огромными глыбами, выброшенными из этой реки селем, встречаются мелкие
валуны диаметром <100 мм. и галечники, которые могут транспортироваться
потоком при меньших скоростях и уклонах. Влияние глыб на аккумуляцию более
мелкого материала особенно характерно для порожисто-водопадных русел. Все
это обусловливает плохую сортированность аллювия в горной зоне.
Образование перепадов продольного профиля и водопадов на глыбах является
косвенной причиной перемещения крупных глыб в руслах с порожисто-водопад¬
ным типом благодаря возникновению аблювиального эффекта [ 6]: вымывания
из-под основания обломка более мелкого материала и сдвига его в образовавшу¬
юся яму размыва под влиянием силы тяжести. Результаты аблювиального эффек¬
та можно наблюдать практически на всех малых притоках с продольным уклоном
> 80%о (Янгикургансай, Алмашахсай, Харгушсай, Каракузисай, Каптаркумыш,
Урунгачсай, Джамалтор и др.), а также на небольших участках крупных рек, где
селевые выносы притоков образовали порожисто-водопадные русла со значитель¬
ными (;> 20%о) уклонами (Чаткал ниже впадения Харгушсая, Акбулак ниже впа¬
дения Алмашахсая и др.).
В средней и нижней частях бассейнов роль склонов и селей как источников
местного поступления в русло материала ослабевает. На первое место в
формировании состава аллювия выходит морфология долины (чередование су¬
жений и расширений), определяющая гидравлические характеристики потока
(уклон, ширину русла, его глубину и скорость потока) (таблица).

Рис. 1. График связи среднего диаметра материала аллювиальной
толщи и отмостки на реках
1 — р.‘ У гам; 2 — р. Акбулак; 3 — график зависимости
Русловой аллювий рек представлен в основном валунами, а также галькой и
гравием. В составе аллювиальной толщи в виде заполнителя присутствуют пески
вплоть до среднезернистых. Анализ связи средней крупности наносов в отмостке
и в аллювиальной толще, выполненный для исследованных рек Западного Тянь-
Шаня, показал, что указанная зависимость не прослеживается (рис. 1, р. Акбулак),
за исключением р. У гам. Отсутствие подобной связи отмечено также в работе
К. Л. Кузнецова [ 7] по рекам Заилийского Алатау, что он объясняет значительной
ролью селей в формировании аллювиальных отложений. На У гаме, где влияние
селей незначительно, связь между крупностью материала аллювиальной толщи и
отмостки прослеживается довольно четко (рис. 1, график зависимости), причем
средний диаметр последней почти в 1,4 раза больше, чем наносов толщи.
Анализ сортированности аллювия в руслах рек показал, что в целом ее улуч¬
шения от верховьев к устью не происходит (рис. 2), хотя последовательное
Крупность русловых отложений и гидравлические характеристики потока в сужениях и
расширениях долин
Морфология
долины
Скорость
Уклон,
/,% 0
Диаметр наносов
Река, пункт
потока в
межень,
м/с
dept мм
<^мак» ММ
Ахангаран, устье Камчиксая
Расширение
1,31
6,31
131
256
Ахангаран, 0,5 км ниже устья Ирташсая
Сужение
2,43
13,48
423
716
У гам, ниже дома отдыха «Алгоритм»
Расширение
1,85
6,70
97
301
У гам, выше устья Каракузи
Сужение
2,86
10,22
153
353
Ойгаинг, ниже устья Коксу
Расширение
2,01
14,19
85
261
Ойгаинг, в 8 км от устья
Сужение
2,56
19,11
103
296
Акбулак, ниже устья Терекли
Расширение
1,45
13,20
154
343
Акбулак, 3 км от устья
Сужение
2,66
23,10
324
688
73

Рис. 2. Изменение сортированное™ аллювия (S0) по длине рек
снижение значений коэффициента сортированности от истока к устью установле¬
но во многих других районах — на реках Забайкалья [8, 9], Кавказа [10], Горного
Алтая [11]. Значения этого коэффициента для основных рек Западного Тянь-Шаня
колеблются в пределах 1,35—4,35, на притоках — до 5,48 (средняя часть р. Паль-
таусай). На селевых притоках сортированность вообще отсутствует. Связи ко¬
эффициента сортированности с крупностью аллювия и продольными уклонами
также не выявляются, что объясняется ведущей ролью селевых потоков в
формировании его состава.
В распределении руслообразующих наносов по длине рек Западного Тянь-Ша¬
ня наблюдается тенденция к уменьшению их среднего размера вниз по течению,
обусловленная снижением уклонов, а также истиранием и дроблением. Однако
выносы селевых притоков и чередование сужений и расширений долины наруша¬
ют плавность этого уменьшения, формируя резкие пики на графиках распреде¬
ления средней крупности по длине. Так, на графике изменения среднего диаметра
наносов по длине Ахангарана (рис. 3, А) отмечается общее уменьшение среднего
диаметра наносов отмостки вниз по течению: 402 мм на вернем участке, 176 мм на
среднем и 149 мм в предгорной зоне в районе г. Ангрен. На этом фоне наблюдается
значительное укрупнение материала (dcp — 289 мм) на 32 км от истока — как
следствие селевых выносов из левобережного притока Кенгкуль —- и резкое
увеличение среднего диаметра отмостки в среднем течении (43 км), обусловленное
стеснением русла в ущелье, значительным возрастанием скоростей течения, что
обеспечивает транзит мелкого материала за пределы участка. Выше ущелья, где
русло становится широкопойменным и сказывается подпор от сужения, крупность
наносов снижается до минимальных значений на всем исследованном участке. В
результате весь Ахангаран по распределению аллювия разделяется на два участ¬
ка: от истока до 42 км и начиная с 43 км вниз по течению. За пределами участка
исследований в предгорной зоне происходит постепенное уменьшение среднего
диаметра, так как источников поступления наносов в русло здесь больше нет.
На реках Пскем, Угам и Акбулак тенденция к уменьшению средней крупности
материала в отмостке выражена менее отчетливо (рис. 3, Б), что объясняется
74

Рис. 3. Изменение средней крупности материала в отмостке по длине рек Ахангаран (А) и Акбулак (Б)
1 — средний диаметр материала отмостки; 2 — продольный профиль реки
более активным влиянием склоновых и селевых процессов на формирование
руслообразующих наносов по сравнению с долиной Ахангарана.
Поиск связи между характеристиками крупности наносов и параметрами пото¬
ка и русла предполагает, что важным фактором в изменении состава руслообра¬
зующих наносов является гидравлическая сортировка, т. е. d = J{V). Обычно она
проявляется в последовательном уменьшении d вниз по течению вследствие
вогнутой формы продольного профиля. По формуле Шези-Маннинга, скорость
потока зависит от его гидравлического уклона: V = — Я2/3/1/2. Заменив глубину Н
W О	1
выражением Я = — =полУчаем F = — (32/3- В~2/3- V~2/3-Jl/2	или
V = п3/522/5£~2/5/3/ш, где W —: площадь живого сечения; В — ширина русла; Q —
расход воды, равный Q = VW; п — коэффициент шероховатости. Для горных рек
можно принять [12, 13], что коэффициент п определяется в основном зернистой
шероховатостью: п = f(d). Тогда
d = f (Q0,4#-0,4/0’3).
Так как водоносность реки (среднегодовой расход Q) прямо пропорциональна пло¬
щади ее водосбора F, а бассейны исследуемых рек отличаются сходными условиями
формирования стока, вместо характерного расхода воды можно использовать пло¬
щадь бассейна F. Отсюда, если гидравлическая сортировка имеет решающее зна¬
чение в формировании состава аллювия, должна наблюдаться зависимость
dcp = f(F°’4-B-°'4-J0'3).
Все необходимые данные для построения такой зависимости получены при
полевых исследованиях и обработке крупномасштабных топографических карт.
Разброс точек на графике (рис. 4) весьма велик, что не позволяет говорить об
устойчивой связи между рассматриваемыми величинами. Это объясняется
действием внешних по отношению к потоку факторов, определяющих поступ¬
ление наносов в русло: селевых и склоновых процессов. Очевидно, в условиях
горного рельефа Западного Тянь-Шаня их влияние на состав наносов столь
велико, что затушевывает роль собственно гидравлических факторов. Однако
влияние гидравлической сортировки прослеживается по достаточно четкой верх¬
ней огибающей поля точек, ограничивающей максимально возможную среднюю
крупность транспортируемых наносов.
75

Рис. 4. Связь средней крупности материала отмостки с показателем F0,4 В~0,4 /°’3
1 — р. Ойгаинг; 2 — р. Пскем; 3 — р. Чаткал; 4 — р. У гам; 5 — р. Акбулак (проведена огибающая
кривая)
Проведенный анализ показывает, что зависимость крупности наносов от укло¬
на представляет собой упрощенный вариант зависимости d от скорости течения
(V) и не является представительной на реках региона.
Таким образом, на исследуемых реках основным фактором изменения средней
крупности аллювия являются склоновые и селевые процессы, влияние которых
затушевывает общее уменьшение среднего диаметра частиц от истоков к устью
из-за их механического истирания и дробления и уменьшения транспортирующей
способности потока (в связи с понижением продольных уклонов). Чем меньше
влияние склоновых процессов и селевых притоков на главную реку, тем четче
наблюдается закономерное уменьшение среднего диаметра от истока к устью;
наоборот, чем больше влияние этих процессов, тем меньше проявляется вышеука¬
занная закономерность.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Кузнецов К. ЛЧалов Р. С. Русловые процессы и морфология русел горных рек в условиях активной
селевой деятельности (на примере рек северного склона Заилийского Алатау)//Геоморфология.
1988. № 2. С. 71—78.
2. Добровольская Н. ГЛодина Р. В., Чалов Р. С. О роли механического и биохимического вы¬
ветривания в формировании состава руслового аллювия//Геоморфология. 1991. № 1. С. 59—64.
3.	Хакимов С. К. Русловые процессы на горных реках Западного Тянь-Шаня: Автореф. дис. ... канд.
геогр. наук. М.: Изд-во МГУ, 1992. 29 с.
4.	Шульц В. Л. Реки Средней Азии. Л.: Гидрометеоиздат, 1965. 661 с.
5.	Экспериментальная геоморфология. Вып. 2/Под ред. Маккавеева Н. И. М.: Изд-во МГУ, 1969. 168 с.
6.	Чалов Р. С. Географические исследования русловых процессов. М.: Изд-во МГУ, 1979. 232 с.
7.	Кузнецов К. Л. Русловые процессы на горных реках Заилийского Алатау и зоны БАМ: Автореф. дис.
... канд. геогр. наук. М.: Изд-во МГУ, 1987. 20 с.
8.	Симонов Ю. Г. Региональный геоморфологический анализ. М.: Изд-во МГУ, 1972. 250 с.
9.	Борсук О. А. Изменение литологических характеристик аллювия по длине реки (на примере
Восточного Забайкалья)//Бюл. МОИП. Отд. геология. 1972. Т. 47. № 4. С. 143—144.
10.	Л одина Р. В. Сортировка аллювия на реках Западной Грузии//Эрозия почв и русловые процессы.
Вып. 4. М.: Изд-во МГУ, 1974. С. 143—148.
11. Демин А. Г., Л одина Р. В., Ру лева С. Н., Чалов Р. С. Роль геоморфологического фактора в
изменении типов русла и состава руслообразующего аллювия на больших горных реках (на приме¬
ре Катуни и Чуй) //Геоморфология. 1991. № 4. С. 73—81.
12.	Алтунин С. Т. Регулирование русел. М.: Сельхозиздат, 1962. 387 с.
13.	Крошкин А. Н. Методика разработки гидрометрических зависимостей и расчета устойчивых одно¬
рукавных русел горных рек. Фрунзе, 1984. С. 91—95.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	07.06.93
76

RECENT CHANNEL ALLUVIUM OF LARGE MOUNTAIN RIVERS
AND THEIR TRIBUTARIES IN THE WESTERN TIEN-SHAN
R. V. LODINA, S. K. KHAKIMOV, R. S. CHALOV
Summary
Problems are discussed of formation of channel-forming sediments on mountain rivers of the Western
Tien-Shan. Factors are analysed which control alluvium composition and distribution in the region over the large
rivers and their tributaries. The leading role is shown to belong to slope processes and mudflows, the latter
attenuate general decrease in particle diameter downstreams.
УДК551.435.11( 282.251)
© 1994 г. E. Г. РЕБРИЕВ
ТИПЫ РУСЕЛ РЕК БАССЕЙНА ВЕРХНЕГО ПУРА
Север Тюменской области, где на протяжении многих лет проводятся инже¬
нерные изыскания для обустройства нефтегазовых месторождений и строительства
подводных переходов трубопроводов, характеризуется широко разветвленной
гидрографической сетью. Преобладание в рельефе слабодренируемых плоских
равнин, достаточно высокое количество осадков, малые потери на испарение
благоприятствуют развитию поверхностного стока. Густота речной сети в бассейне
р. Пяку-Пур составляет 0,32 км/км2 при годовом количестве осадков 300—400 мм
и модуле речного стока до 9,6 л/с км2. Малые уклоны территории способствуют
заболачиванию (до 50% площади бассейна Верхнего Пура занято болотами).
Речные долины неглубоки, но широки.
Проектирование переходов трубопроводов через реки требует знания особен¬
ностей русловых деформаций: скоростей размыва дна и берегов, перемещения
песчаных гряд и других форм руслового рельефа. Учет русловых процессов
позволяет своевременно устранять негативные последствия их воздействия на
инженерные сооружения. В то же время сами сооружения изменяют русловый
рельеф и условия существования руслового потока, что приводит к возникно¬
вению новых свойств в его руслоформирующей деятельности, которые также
необходимо предвидеть, чтобы обеспечить сохранность реки как природного
объекта. При этом использование в ходе обустройства месторождений строитель¬
ной техники приводит к разрушению дернового и почвенного покрова, усилению
эрозионных процессов и увеличению количества наносов, прступающих в верхние
звенья речных систем. В результате часто трансформируются продольные
профили рек и, меняется характер русловых деформаций, особенно в верхних
звеньях гидросети.
Вид и интенсивность русловых деформаций зависят от морфодинамического
типа русла. Поэтому первоочередной задачей исследований является типизация
речных русел бассейна. Для бассейна Верхнего Пура этот вопрос практически не
проработан. В литературе имеются лишь отрывочные сведения по низовьям Пура
[ 1]; на карте «Русловые процессы на реках СССР» [ 2] русла Пура и его главных
притоков — рек Пяку-Пур и Айваседа-Пур отнесены к свободно меандрирующим
с развитием сегментных и петлеобразных излучин.
Ведущими факторами, влияющими на формирование русел рек региона, явля¬
ются водный режим, климатические условия и геологическое строение
территории.
Основной источник питания рек — зимние осадки, формирующие 60—90%
77

годового стока воды. В период весеннего половодья, которое начинается в первой
половине мая, наблюдаются максимальные расходы воды и наивысшие уровни.
Максимум весеннего половодья приходится на середину июня. В среднем сток по
месяцам распределяется следующим образом (гидропост Тарко-Сале на р. Пяку-
Пур): май — 1,1%, июнь — 29,7%, в остальные месяцы до ледостава — 8—9%
годового стока. Водный режим отличается ярко выраженной неравномерностью.
Измененные расходы воды в одном и том же створе могут различаться в десятки раз.
Так, на р. Пяку-Пур в 100 км от устья расход воды в конце зимы составил 60 м3/с, а
в июне — более 1000 м3/с. Кроме того, сильное воздействие на русло должна
оказывать многолетняя неравномерность стока, выражающаяся в периодическом
прохождении экстремально высоких половодий. Относительно стабильный уча¬
сток русла, на протяжении многих лет не претерпевший существенных изме¬
нений, за короткий период большого по объему половодья может измениться
полностью. Основное руслоформирующее значение в регионе имеют три интерва¬
ла расходов воды обеспеченностью 1, 5 и 21%, т. е. сравнительно редкой повторя¬
емости [3].
Суровые климатические условия влияют на процессы руслоформирования. В
зимний период толщина льда достигает 0,8—1,0 м, в распластанных, мелководных
руслах лед смерзается с грунтом дна реки, при этом промерзают как надводные в
межень отмели, так и дно реки. Сток проходит в узкой ложбине, блуждающей от
берега до берега. В половодье наросший за зиму лед скапливается на мелководье
и, образуя мощные заторы, направляет сток по пойменным ложбинам, создавая
местные перепады уровней; тяжелый ледоход способствует деформациям речных
берегов.
Геологическое строение бассейна Пура достаточно неоднородно. В основном
он сложен флювиогляциальными отложениями мощностью не менее 20 м. Более
80% отложений представлено мелко- и среднезернистыми песками, реже встре¬
чаются крупные пески и мелкий гравий. Из этих грунтов формируется русловый
аллювий. В силу слабого развития эрозионных процессов в бассейне мутность
речных потоков невелика, в среднем она составляет 15—20 г/м3.
Преобладание легкоразмываемого песчаного материала создает достаточно
благоприятные условия для образования разнообразных форм руслового рельефа.
Для бассейна Верхнего Пура нами использовалась классификация русел
Р. С. Чалова [3], основанная на анализе формы русла в плане. В типизации И. В. Попова
[4]	формам русла соответствуют макроформы — крупные морфологические
звенья речного русла и поймы, включающие полный комплекс элементов. Все
реки региона — равнинные, широкопойменные; геологическое строение не пре¬
пятствует свободному развитию русловых деформаций. Под этим подразумевает¬
ся, что сопротивляемость русловых отложений размыву, характеризуемая
величиной неразмывающей скорости, меньше или равна скорости течения в
прибрежной или придонной области потока хотя бы в отдельные фазы гидро¬
логического режима [ 5]. В этих условиях реки образуют среди широкой поймы
свободные излучины, разветвленные на рукава или прямолинейные русла. Для
русла каждого типа характерны специфические деформации: развитие и неодно¬
кратные спрямления излучин, рост островов и их причленение к берегам, сме¬
щение русла параллельно самому себе к одному из бортов долины. В руслах рек
всех морфологических типов обычно развиты разнообразные грядовые формы.
Самые крупные из них — побочни, осередки и т. п.— определяют морфометрию и
морфологию речных русел в периоды пониженной водности. Вид этих мезоформ
зависит от степени подвижности руслового аллювия и распластанности русла [ 6].
Наиболее широко в бассейне Верхнего Пура распространены меандрирующие
русла. Свободные сегментные и петлеобразные излучины встречаются
практически повсеместно, в том числе и на главной реке бассейна — Пуре. Сво¬
бодное меандрирование в бассейне Пура отличается некоторыми характерными
чертами. Дело в том, что обычно излучины развиваются свободно в полосе дна
долины, ограниченной коренными берегами. При подходе излучины к такому
78

Рис. 1. Участок р. Ханояха со свободным меандрированием
берегу, который нередко сильно отличается от пойменных и высотой, и строением,
возникает препятствие для ее дальнейшего развития, меняется ее форма,
возникают вынужденные излучины. В бассейне Пура и пойменные, и коренные
берега слабоврезанных долин сложены одним и тем же легкоразмываемым ма¬
териалом и мало различаются по высоте, что не препятствует развитию излучин
по схеме свободных, пояс меандрирования не ограничивается незатопляемыми
берегами. На рис. 1, изображающем участок р. Ханояха (приток р. Пяку-Пур),
видны системы петлеобразных и сложных излучин, в том числе развивающихся в
непосредственной близости к коренному берегу, который повторяет очертания
излучины в плане.
Увеличение водности и транспортирующей способности потока вниз по рекам в
условиях легкой размываемости пород, слагающих дно и берега, способствует все
более широкому развитию в руслах грядовых форм. Характерно, что наиболее
ярко они выражены на относительно прямолинейных и слабоизвилистых участ¬
ках. Цепочки побочней, расположенные в шахматном порядке, формируются в
верхнем течении р. Пяку-Пур выше слияния с р. Вэнга-Пур. Побочни невысоки и
не закреплены растительностью, так как на непродолжительное время выходят
из-под воды. Ниже впадения р. Вэнга-Пур, где водность и ширина реки возрастают,
в русле появляются слабо заросшие осередки, а еще ниже по течению рост осеред-
ков приводит к формированию в слабоизвилистом русле одиночных узлов развет¬
вления (рис. 2). Увеличение водности и ширины реки при легкоразмываемом
аллювии способствует снижению гидравлической однородности потока и ус¬
тойчивости частиц аллювия на дне, что приводит к блужданию динамической оси
потока и формированию осередков и островов. Как видно на* рис. 2, для русла с
одиночными разветвлениями характерно довольно интенсивное движение отмелей
(кос и осередков), а также периодическая миграция динамической оси потока по
рукавам одиночных разветвлений. Возникновение таких деформаций, очевидно,
служит признаком смены типа русла от меандрирующего к разветвленному.
Другой характерной чертой меандрирования рек бассейна Пура является в
79

Рис. 2. Слабоизвилистый участок р. Пяку-Пур с одиночными разветвлениями
Уел. обозн. см. рис. 3
некоторых случаях прорыв излучин на ранних стадиях развития. Согласно
терминологии ГТИ, эта разновидность меандрирования называется незавершен¬
ным меандрированием. Раннее спрямление пологих излучин может осуществ¬
ляться двумя путями, оба из которых приводят к возникновению элементов
пойменной многорукавности. Первый из них характерен для достаточно крупных
рек: в условиях широкой и слабоврезанной речной долины прохождение
значительной части стока во время весеннего половодья приводит к ежегодному
затоплению поймы на значительную глубину [ 4]. Между соседними свободными
излучинами формируются спрямляющие протоки, использующие пойменные
ложбины (рис. 3). Другой путь определяют зональные климатические условия.
Они проявляются в большой мощности ледового покрова, смерзании льда с
прирусловыми отмелями и грунтами дна на мелководных перекатах. В начале
половодья в зонах скопления крупных грядовых форм руслового рельефа (побоч-
ней, осередков) формируются мощные ледяные заторы, которые вынуждают
поток отклоняться в пределы поймы и образовывать там спрямляющие протоки.
80

Рис. 3. Участок русла р. Пяку-Пур со спрямлением излучин на ранних стадиях развития
1 — отмели, 2 — заболоченные участки
Таким образом, можно выделить некоторые черты речных русел, характерные
для севера Тюменской области. Малые реки региона в основном имеют свободно
меандрирующее русло, причем процесс развития петлеобразных и сегментных
излучин практически неограничивается даже в тех случаях, когда вершины
излучин достигают незатопляемых бортов речных долин. На средних реках с
ростом водности широкого развития достигают грядовые формы руслового рель¬
ефа: в слабоизвилистом русле — побочни и осередки, а на некоторых участках —
одиночные разветвления. Наконец, на средних и крупных реках часто встречают¬
ся элементы пойменной многорукавности — излучины, спрямленные на ранних
стадиях развития.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1 .Дегтярев В. В. Улучшение судоходных условий сибирских рек. М.: Транспорт, 1987. 176 с.
2.	Русловые процессы на реках СССР: Карта для высшей школы. М.: ГУГК, 1989.
3.	Чалов Р. С. Географические исследования русловых процессов. М.: Изд-во МГУ, 1979. 232 с.
4.	Кондратьев Н. Е., Попов И. В., Снищенко Б. Ф. Основы гидроморфологической теории руслового
процесса. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. 272 с.
5.	Работа водных потоков/Под ред. Р. С. Чалова. М.: Изд-во МГУ, 1987. 194 с.
6.	Беркович К. М. Движение макроформ руслового рельефа в разветвленном русле//Ш Всесоюз. конф.
«Динамика и термика рек, водохранилищ и окраиных морей». Тезисы докладов. М., 1989. С. 23—26.
Московский государственный университет	Поступила в редакцию
Географический факультет	16Л1.92
4 Геоморфология, № 4
81

УДК551.435.8( 571.511)
© 1994 г. Р. А. ЦЫКИН
СЛЕДЫ КАРБОНАТНОГО КАРСТА СЕВЕРНОГО ТАЙМЫРА
О карбонатном, сульфатном и гипсовом карсте Крайнего Севера сообщалось
неоднократно. Причины избирательного растворения мерзлых скальных пород мно¬
гообразны. П. Н. Луговой [1] отмечает, что окислительный процесс с понижением
температуры усиливается, так как при кристаллизации воды выделяется атомарный
кислород. Окисление зерен сульфидных минералов (пирита и др.) приводит к появ¬
лению в талых водах радикала серной кислоты, активно растворяющего карбонаты
кальция и магния. Интенсивность химической денудации в зоне сплошной многолет¬
ней мерзлоты, по П. Н. Луговому, составляет 2—32 мкм/год и достигает максималь¬
ных значений под днищами долин, где бурением обнаруживаются крупные коллек¬
торы («полости») рыхлых песчано-глинистых отложений.	■
Л. Д. Мирошников [ 2] приводит перечень участков распространения гипсового
и карбонатного карста на севере Сибирской платформы и делает вывод, что
мерзлрта не препятствует карстовому процессу, локализующемуся преимущест¬
венно в зонах разломов.
Ю. П. Пармузин [3] дополняет данные о карсте в мерзлых грунтах плато
Путарана и Анабарского поднятия, акцентируя подвижность в трещинах пленоч¬
ной воды при температурах выше —45° С. По его мнению, карст Крайнего Севера
развивается большей частью под покровом рыхлых отложений и в бортах речных
долин, где мерзлые карбонатные породы испытывают отепляющее воздействие
паводковых вод.
В литературе описания карста Таймыра ограничиваются давнишними
упоминаниями останцов, воронок, гротов и ниш, образованных в одном из каньо¬
нов среднего течения р. Тарея на участке, где река пересекает известняки и
сульфатные породы палеозоя [ 4, 5]. На топографических картах в правобережье
р. Нижняя Таймура ниже устья р. Траутфеттер показана пещера-грот Мидден-
дорфа в известняках. Вместе с тем карбонатные породы в Горном Таймыре
достаточно распространены. Известняки и доломиты слагают колосовскую свиту
позднего рифея Шренк-Ленинградской фациальной зоны [ 6]. Карбонатный тип
разреза характерен для девона, отложения которого развиты главным образом по
северному склону хребта Бырранга. По этой причине можно предполагать
наличие нео- или палеокарста, что подтверждается приведенными ниже данными.
Участвуя в полевых работах по среднемасштабному геологическому карто¬
графированию в пределах Шренк-Мамонтовской впадины, автор имел возмож¬
ность наблюдать на двух участках в долине р. Шренк неокарст, формы которого
отпрепарированы эрозией и склоновыми процессами из-под плейстоценового ал¬
лювия или отложений озерно-морской равнины того же возраста.
Первый участок, где на небольшой площади (~2 га) наблюдался неокарст,
нами назван Скалистым. Подплывая по нему, мы встретили в русле одинокую
скалу буровато-белого массивного доломита. Близкий по облику, но интенсивно
окремненный доломит ранее наблюдался нами в одиночном обнажении левого
борта р. Начальный в 1,5 км юго-западнее. Доломиты, таким образом, образуют
линзы в карбонатной толще девона. Она вскрывается в излучине на левобережье
р. Шренк на расстоянии ~ 300 м. В береговых обнажениях известняки темно¬
серые плитчатые. Они наклонены в сторону русла, падая по азимутам 150—165°
под углами 44—52°. Северо-западнее залегание становится почти горизонталь¬
ным, что говорит о наличии здесь сундучной антиклинальной складки.
По результатам маршрутов и дешифрирования аэрофотоснимков составлена
геолого-геоморфологическая схема участка Скалистого (рис. 1), на которой пока¬
заны фрагменты денудационной междуречной равнины уровня 100—120 м и
82

Рис. 1. Геолого-геоморфологическая схема участка Скалистый (по аэрофотоснимку
и наземным маршрутам)
1—4 — типы рельефа: 1 — пойма, 2 — вторая терраса (поздний плейстоцен), 3 —
озерно-морская аккумулятивная равнина, 4 — аккумулятивно-денудационная
равнина; 5 — граница типов рельефа; 6—10 — формы рельефа: 6 — валунно-га¬
лечные пляжи, 7 — эрозионные уступы, 8 — стенки каньонов, 9 — скальные
уступы, 10 — скальные останцы; 11 — элювиальные развалы с каменными полиго¬
нами; 12 — ручьи постоянные и периодические; 13 — болота; 14 — озера; 15 —
площадь распространения флиша; 16 — площадь распространения известняков;
17 — разрывное нарушение предполагаемое; 18 — характер залегания известняка
(а — субгоризонтальное, б — наклонное)
более, озерно-морской аккумулятивной равнины уровня 80—100 м, второй терра¬
сы р. Шренк с относительными превышениями 6—9 м и поймы (2—4 м). Урез воды
в реке в межень находится на абсолютной отметке ~62 м. Выше по течению
расположен участок меандрирования, где река перемывает морские и водно¬
ледниковые отложения плейстоцена. На отрезке протяженностью ~5 км в преде¬
лах скального выступа известняков в тектоническом блоке меандры отсутствуют.
Среди известняков проложены устьевые каньоны двух ручьев. В долинах
обоих водотоков второго порядка прослеживаются в отдельных обнажениях те же
известняки, собранные в складки. В направлении водораздельной поверхности
известняки сменяются темно-серым рассланцованным флишем, элювиальные
развалы которого встречены в полосах северо-восточного простирания. По дан¬
ным аэрогеологического картографирования [ 6], это отложения позднего рифея.
В устьевой части оба ручья имеют коленообразные изгибы и Текут в каньонах
с высотой стенок 3—6 м. Сначала оба ручья поворачивают к востоку, по
простиранию толщи известняков, а затем — к югу, пробиваясь к реке. Между
ручьями имеется короткая сухая долина, заваленная глыбами известняка. Не
исключено, что в высокие паводки она затапливается. Стенки каньонов либо
отвесные скальные, либо крутосклонные осыпные. Здесь имеются небольшие
перелетовывающие снежники. Поднявшись по осыпи, попадаем на ровную пло¬
щадку на уровне второй террасы, прикрытую остатками валунно-галечного ал¬
лювия. Коррозионных форм в известняке здесь не обнаружено, вероятно, из-за
плохой обнаженности.
О наличии на участке Скалистый карста говорят многочисленные останцы
известняка башнеобразной и реже конусной форм, наличие каньонов с отдель-
4*
83

Рис. 2. Геолого-геоморфологическая схема участка Неточный
1 — откосы; 2 — шивера; 3 — морфоструктурный уступ; 4 — характер залегания известняка
(вертикальное); 5 — карры; 6 — карстовое озеро. Остальные обозначения см. рис. 1
ными нишами и раскрытыми трещинами. Каньоны имеют сетчатое ортогональное
строение. Явно выраженные коррозионные формы не встречены, прежде всего
из-за плохой обнаженности поверхности известняков, интенсивного физического
выветривания гравитационного процесса, на работу которых указывают мно¬
гочисленные осыпи щебня и глыбовые развалы известняка.
Второй участок с эрозионно-карстовым рельефом расположен в 30 км ниже по
течению в районе устья руч. Неточного. Здесь долина р. Шренк спрямлена и
ориентирована на север (рис. 2). По руч. Неточному встречаются выходы преимуще¬
ственно терригенных пород, смятых в складки, а в приустьевой части обнажаются
известняки, имеющие крутое, до вертикального падения при субмеридиональном
простирании. Соотношения известняков и терригенных пород не выяснены из-за
слабой обнаженности. На данной площади развита озерно-морская аккумулятивная
равнина, в отложения которой врезаны водотоки, местами до коренных пород.
Высотные отметки равнины составляют 70—80 м. Русло р. Шренк находится в
межень на отметке ~48 м. Долина реки врезана в плейстоценовые отложения и
имеет почти симметричный профиль. Ниже устья руч. Неточного развит каньон
протяженностью ~850 м.
По наличию однотипных крутых изгибов водотоков разного порядка — руч. Неточ¬
ного (III) и р. Гравийной (VI), а также резкого перегиба продольного профиля р. Шренк
с образованием труднопроходимой для лодок шиверы мы выделили морфострук¬
турный уступ, обусловленный подновляющимся на современном тектоническом
этапе разломом широтной ориентировки. На дне р. Шренк на расстоянии ~ 1,5
км выше устья руч. Неточный видны щетки и плиты терригенных пород в корен¬
ном залегании. В нижнем конце шиверы русло реки завалено крупными валунами,
а в каньоне располагается плес.
Ниже устья ручья в русле реки имеется невысокий (до 1,5 м) останец темно-серых
плитчатых известняков. За ним начинается каньон с нишами в известняке непосредст¬
венно над меженным уровнем воды. Слева в скалах расположена короткая поперечная
к руслу долина в направлении почти замкнутого небольшого озера. Оно вытянуто на
северо-восток и обрамлено отвесными стенками. По классификации Г. А. Максимовича
[5]	озеро относится к провальным, нами связываемым с гидродинамической зоной
84

восходящей циркуляции карстовых вод. По наклонному карнизу у восточного берега
озера удобно подняться на площадку (5—6 м над рекой), с которой хорошо прос¬
матривается скальный рельеф с отвесными стенками и останцами. Поверхность
известняка коррозионная и представляет систему округлых выступов и щелевидных,
редко лунковых карров. Площадь откопанных из-под отложений озерно-морской
равнины закарстованных известняков ~2 га. В северной стенке поперечной долины,
ведущей к озеру, имеется грот сечением 0,5X0,6 м, длиной ~1,5 м. Дно его завалено
обломками известняка. Таким образом, на данном участке морфологические
признаки карста выражены достаточно четко.
Рельеф, выработанный в известняках обоих участков, мы классифицируем как
карстовый коррозионно-эрозионный. Карст начал формироваться в эпоху, пред¬
шествовавшую санчуговской морской трансгрессии, так как закарстованные
известняки вскрываются из-под озерно-морских и аллювиальных отложений
плейстоцена. В современную геологическую эпоху карстовый рельеф видоизме¬
няется под воздействием эрозии и морозного выветривания, в результате чего
выработаны каньоны, останцы и глыбово-щебнистые осыпи.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Луговой П. Н. Особенности образования карста в мерзлых толщах//Геология и геофизика. 1964. № 8.
С. 25—33.
2.	Мирошников Л. Д. Карст арктической части Сибирской платформы//Сов. геология. 1962. №7. С. 145—148.
3.	Пармузин Ю. Я. Карст в мерзлых грунтах//Природа. 1984. № 10. С. 34—40.
4.	Аникеев Н. Я, Гусев А. И. Геологический очерк юго-западной части Таймырского полуострова. Л.:
Тр. АНИИ, 1939. Т. 140. 190 с.
5.	Максимович Г. А. Основы карстоведения. Пермь: Изд-во Пермск. ун-та, 1969. Т. II. 529 с.
6.	Геологическая карта Горного Таймыра (объяснительная записка) /Ред. Беззубцев В. В. Красноярск:
Изд. ГСЭ ПГО «Красноярскгеология», 1986. 177 с.
Красноярский институт цветных металлов	Поступила в редакцию
03.03.93
EVIDENCES OF CARBONATE KARST ON NORTHERN TAIMYR
R. A. TSYKIN
Summary
Two areas in the middle reaches of the Shrenk River show the Pleistocene karst landforms exposed by
erosion from under the 2nd terrace alluvium and non-sorted loams of the lacustrine-marine plain. Characteristic
are shallow canyons of reticular pattern, with steep scree slopes, isolated rocks, niches and grottos. One of the
sites features shallow rills (karren).
УДК551.435.21(517.3)
© 1994 г. В. П. ЧИЧАГОВ
ДЕСТРУКТИВНЫЙ РЕЛЬЕФ ГОБИЙСКОГО ПЕНЕПЛЕНА
В ЮГО-ВОСТОЧНОЙ МОНГОЛИИ
В предлагаемой статье развивается ставшая традиционной в отечественной
геоморфологии со времен В. А. Обручева тема о древности и молодости современ¬
ности рельефа Высокой Азии [ 1]. С С. Коржуев выделил, описал основные черты
рельефа и проанализировал происхождение Центрального Гобийского пенеплена
в Монголии [2, 3]. Н. А. Флоренсов и С. С. Коржуев при подведении итогов
85

Рис. 1. Восточно-Монгольские сводовые поднятия [9]
1 — верхнемезозойские осадочные породы, 2 — верхнемезозойские гранитоиды, 3 — субвул¬
канические фации липаритов и гранит-порфиров, 4 — кислые эффузивы (/3 — Kj), 5 — базальтоиды
(/3 — Кj), 6 — палеозойские гранитоиды. Элементы морфоструктуры: 7 — границы свода, 8 —
границы куполов. Относительно приподнятые блоки и купола в системе свода: 9 — максимально
приподнятые, 10 — менее приподнятые, 11 — депрессии, 12 — впадины и долины
геоморфологического изучения Монголии по материалам Геоморфологической
карты масштаба 1 : 1 500 000 [4] и обобщающей монографии по геоморфологии
этого региона [ 5] выдвинули концепцию об эндогенной и экзогенной геоморфо¬
логической деструкции [ 6, 7].
В предлагаемой статье рассмотрен молодой деструктивный рельеф, преобра¬
зующий поверхность исходного пенеплена Юго-Восточной Монголии, являюще¬
гося восточным продолжением Центрального Гобийского пенеплена. Рельеф
первичного пенеплена сохранился здесь в неизмененном состоянии только под
покровами плиоценовых платобазальтов в пределах вулканической области
Дариганга. По периферии платобазальтов фрагменты древнего пенеплена
приобрели равнинный, останцовый и холмистый рельеф с сухими речными
долинами, котловинами и впадинами. Происхождение перечисленных геоморфо¬
логических образований рассматривается ниже.
86

Рис. 2. Схематическая геоморфологическая карта вулканической области Дариганга [ 10]
Поверхность выравнивания миоцен-плиоценового возраста: 1 — слаборасчлененная, 2 — сильнорас-
члененная, 3 — покрытая базальтами (а — основного уровня, б — второго уровня, в — третьего
уровня). Поверхность выравнивания плиоценового (?) возраста: 4 — слаборасчлененная, 5 — сильно-
расчлененная, 6 — покрытая базальтами, 7 — участки относительного опускания в пределах той
же поверхности. Формы рельефа: 8 — плоские днища озерных котловин, 9 — поймы и низкие
террасы рек, 10 — бугристые эоловые пески, 11 — уступ миоцен-плиоценовой поверхности вы¬
равнивания, покрытой базальтами, 12 — уступы базальтовых покровов, 13 — конусы потухших
вулканов. Направление намагниченности базальтов: 14 — нормальное, 15 — обратное
Введение
Основные черты структуры Восточной Монголии определяют два обширных
сводовых поднятия мезозойского возраста: верхнеульдзинское на севере и Бару-
нуртское на юге [ 9]. Дариганга расположена в южном крыле последнего (рис. 1).
Рельеф окружающих Даригангу территорий имеет равнинный облик. Вул¬
каническое плато возвышается над смежными равнинами. В уступах платоба-
зальтов видна ровная поверхность подстилающих их красноцветных миоцен-
плиоценовых отложений.
Проведенные нами в 1972 г. геолого-геоморфологические и палеомагнитные
исследования (рис. 2) позволили составить возрастную геоморфологическую карту и
на ней выделить здесь две исходные подбазальтовые поверхности выравнивания:
миоцен-плиоценовую и плиоценовую [10]. Наши наблюдения позволили выдвинуть
предположение о сохранности в современном рельефе региона фрагментов и более
древних ранне- и позднемеловых пенепленов [11—13]. В. Т. Григоров здесь выделил
три поверхности выравнивания: раннемезозойскую денудационную — исходную
для Восточной Монголии, раннемеловую аккумулятивную и неогеновую полиге-
нетическую — денудационно-аккумулятивную [14]. И. П. Сырнев, проводивший
анализ поверхностей выравнивания Восточной Монголии, отмечал [15, 16], что «в
87

Рис. 3. Положение поверхностей выравнивания (ПВ) в рельефе Наранского района на юге
Дариганги [ 15]
Древние поверхности: 1 — миоцен-плиоценовая, выработанная в гранитах карбона (абс. высоты
1300—1320 м), 2 — вершины — останцы этой поверхности, 3 — плиоценовая структурная поверхность
лавового плато, 4 — позднеплиоценовая ПВ, выработанная в верхнемеловых отложениях (1140—1160 м),
5—ранне-среднечетвертичная структурная поверхность базальтов низкого уровня (от 1100 м и
выше), 6 — средне-позднечетвертичная аллювиальная равнина (от 1100 м и ниже). Относительно
молодые поверхности: 7 — наклонные цокольные равнины, 8 — то же пластовые, 9 — эрозионные
склоны, 10 — солончаки и озерные котловины, 11 — эоловые пески, 12 — уступы
целом стабильное положение Восточно-Монгольской равнины на протяжении
кайнозойского времени способствовало формированию поверхностей вы¬
равнивания. В связи с общим поднятием территории в конце неогена и в чет¬
вертичное время, придавшем новый импульс денудационным процессам, эти
поверхности были большей частью уничтожены. Они сохранились на относитель¬
но приподнятых участках денудационных равнин в виде ровных водораздельных
поверхностей или выровненных вершин останцовых массивов» [ 16, с. 172]. Наибо¬
лее древней поверхностью выравнивания в Восточной Монголии этот исследова¬
тель считает фрагменты денудационных равнин высокого уровня, сформировав¬
шегося в миоцене или в начале плиоцена (рис. 3).
Обобщив имеющиеся в нашем распоряжении данные о поверхностях вы¬
равнивания Восточной Монголии и смежных регионов, мы объединили эти дену¬
дационные равнины в 5 групп.
Юрская группа представлена разрозненными погребенными фрагментами
древних равнин; структуры этого возраста наметили морфоструктурный план
региона [10, 14, 21 и др.]. Меловая группа — раннемеловая, ранне-позднемеловая
и позднемеловая поверхности [10, 11 — 14и др.] представлена их фрагментами —
как погребенными, так и экспонированными. Мел-палеогеновая поверхность име¬
ет региональное развитие, знаменует этап длительного выравнивания рельефа. С
ней связаны древние коры выветривания. Ее деформации отражают характер и
интенсивность неотектонических движений [ 15, 17]. Кайнозойская группа вклю¬
чает олигоцен-миоценовую, раннемиоценовую, миоцен-плиоценовую, плиоцено¬
вую и позднеплиоценовую поверхности выравнивания [10, 11, 13—18 и др.].
Четвертичная группа поверхностей объединяет геоморфологические уровни, мо¬
делирующие древние [ 15,16].
Плановые очертания вулканической области Дариганга имеют неправильный
лопастной рисунок, свидетельствующий о ее денудационно-эрозионном происхож¬
дении [ 22]; он, казалось бы, противоречит изометричной положительной — нео-
тектонической форме этой крупной стратовулканической структуры. Платоба-
зальты мощностью до 30 м отлагались во впадине, которая на границе плиоцена
и раннего плейстоцена испытала сводово-глыбовое поднятие и приобрела обра¬
щенный рельеф [16, 23—26]. Воздымание свода продолжалось в плейстоцене,
$8

Рис. 4. Схематическая геологическая карта базальтового плато Дариганга [27]
1 — осадочные и метаморфические породы палеозоя, 2 — осадочные и вулканогенно-осадочные
породы мезозоя, 3 — гранитоиды палеозоя и мезозоя, 4 — базальты, 5 — кайнозойские отложения,
6 — разрывные нарушения, 7 — вулканы
когда активизировались нарушения северо-восточного простирания (рис. 4).
Вдоль них сформировались вулканические постройки центрального типа [8], а
южнее обозначилась кольцевая структура [ 27]. По западному и восточному флан¬
гам свода проявились субмеридиональные нарушения соответственно двум основ¬
ным сквозным меридиональным линеаментам: Барунуртскому, проходящему
вдоль меридиана 113° в. д., и Югодзырско-Борзинскому вдоль 166° в. д. [28].
Оформляется блоковая структура Дариганги, начинаются дифференцированные
тектонические движения, в пределах поверхностей выравнивания формируется
молодой рельеф.
В схеме эволюция древнего рельефа в рассматриваемом регионе представля¬
ется в следующем виде: создание региональной денудационной равнины — повер¬
хности выравнивания позднемелового — палеогенового возраста, ее размыв и
образование наложенной миоцен-плиоценовой [10] полигенетической равнины.
Равнинный рельеф последней претерпевает существенные изменения. На его
основе формируется молодой плиоцен-четвертичный рельеф, анализу которого и
отводится основная часть статьи.
Основные генетические типы рельефа
периферических районов Дариганги
Наиболее разнообразен молодой, не покрывавшийся базальтами рельеф юго-
западной окраины Дариганги. Он сформирован в пределах исходной дену¬
дационной равнины. Этот район в плане представляет равнобедренный тре¬
угольник, основание которого совпадает с субширотной зоной разломов вдоль
монголо-китайской границы, а вершина направлена на север. Обращенная на
северо-запад сторона представлена низкогорным, уплощенным, эрозионно-дену¬
дационным хребтиком северо-восточного простирания, начавшем обозначаться
из исходного пенеплена. Его высоты немного превышают 1220 м. Сторона, обра¬
щенная на северо-восток, совпадает с линейным районом развития эоловых пес¬
ков в пределах северо-западной части песчаного массива Молцог-Элс и массива
Онгон-Элс (между центрами сомонов Дариганга и бригадой Хонгор). Центральная
часть района занята одновысотными равнинами (1100—1150, на востоке 1250 м) с
котловинами и впадинами. Наиболее крупные из них: Баян-Тухэмийн-Гоби (976 и.
89

абс.) на западе района; на ее северо-восточном продолжении — Боргойн-Гоби и на
востоке озерная котловина Хара-Нур. Между ними расположена серия мелких
безымянных депрессий.
Несмотря на сравнительно небольшие амплитуды современного рельефа в
строении поднятий, равнин и впадин наблюдается ступенчатость или своеобраз¬
ная геоморфологическая ярусность.
Здесь широко распространены два комплекса молодого рельефа: созданный на
поверхности предбазальтовой гранитной равнины и сформированный на осадоч¬
ных породах позднего кайнозоя.
Молодой рельеф древних гранитных равнин Дариганги. Поверхность
гранитных равнин юго-западной окраины вулканического плато Дариганга ха¬
рактеризуется значительным разнообразием, связанным с дробным блоковым
строением района и дифференцированными движениями блоков на неотектониче-
ском этапе, с одной стороны, и с активным проявлением линейной эрозии ливне¬
вых вод и дефляции — с другой. Рельеф гранитных равнин представляет соче¬
тание выровненных участков, холмов, сухих речных долин и котловин.
Участки гранитных равнин по особенностям строения рельефа подразделяют¬
ся на три группы.
1.	Плоские, близкие к горизонтальным фрагменты денудационных равнин на
коренных слабовыветрелых гранитах в виде гранитной плиты. В происхождении
этой оголенной гранитной поверхности основную роль играет дефляция — свое¬
образные «пескоструйные» ветровые потоки и в меньшей степени поверхностный
смыв. Наиболее яркие примеры равнин этого рода наблюдается в районе сомона
Наран (рис. 4).
2.	Выровненные участки неровной кровли гранитов повсеместно дефляционного
происхождения. Они покрыты остаточным гравием, грубо- и разнозернистыми эоло¬
выми песками светло-желтого и буровато-желтого цвета мощностью от первых
сантиметров до 1—1,5 м. В местах выходов гранитов на дневную поверхность они
особенно сильно трещиноваты, местами мягкие, рассыпаются в руках.
На поверхности эти выходы имеют вид светлых пятен различной величины от
1 до 15—20 м. В отдельных случаях дефляция отпрепарировала кварцевые жилы,
превратив и;х в белую резкорасчлененную невысокую — 20—30 см — «щетку».
3.	Равнинные участки с волнистым и увалистым рельефом распространены в
верховьях временной эрозионной — сайровой — сети. В их пределах глубина
расчленения составляет первые метры. Преобладают пологие склоны. Изредка
встречаются более крутые участки, которые непременно соответствуют скальным
выходам гранитов.
Участки гранитных равнин с холмистым рельефом сформированы в
окраинных частях гранитных равнин, по периферии впадин и котловин. Холмы
имеют мягкие пологовыпуклые, обычно симметричные очертания. Все они сложе¬
ны гранитами и их элювием. В качестве примера приведем разрезы верхней части
холма Окоп-Шаргал (рис. 5А). Вдоль его вершины пройдена канава глубиной
2,5—3 м и протяженностью 30 м. Она вскрыла типичные для цокольной исходной
равнины Дариганги крупнокристаллические серые кварц-биотитовые граниты с
пегматитовыми жилами, их элювий и покрывающие их элювиально-делювиаль¬
ные отложения (рис. 5Б). Под ними залегает рухляк — элювий круп¬
нокристаллических пегматоидного типа гранитов и пронизывающих их кварце¬
вых жил. Материал несет следы глубокого и длительного выветривания:
щебнисто-дресвянистый элювий в верхних горизонтах приобрел глинистый сос¬
тав. Глины белые, жирные, мощностью 20—30 см залегают в виде невыдержанных
по простиранию прослоев и шапок. Ближе к склонам отдельные горизонты
элювиальных отложений, судя по особенностям их текстуры, вовлекаются в мед¬
ленные склоновые перемещения. Под элювием в основании разреза залегают
сильно трещиноватые, предельно выветрелые граниты и пегматиты. Характерно,
что все холмы сложены серыми гранитами. Пегматиты повсюду глубоко выветре-
лы; они разрушены и вынесены. Им соответствуют понижения в рельефе.
90

Рис. 5. Геологический разрез через вершину холма Окоп-Шаргал (А), деталь западной
стенки разреза (Б)
1 — пески, 2 — глины, 3 — гравий, 4 — щебень, 5 — дресва, 6 — граниты, 7 — пегматиты,
8 — трещины
Участки речных долин в пределах гранитной равнины. На юго-западной и
западной окраинах Дариганги нами обнаружены и изучены следы молодых
эрозионных врезов. Этот регион характеризуется малым — 200—250 мм — годо¬
вым количеством осадков [29] и наименьшими (0,1 л/с км2) значениями
максимальных модулей стока дождевых паводков [ 30]. Характерны сайровые
водотоки с летними паводками (90%) и подземным стоком — 10% [31]. Снежный
покров маломощный, неустойчивый, не дает стока. Эти данные и результаты
наших наблюдений свидетельствуют об отсутствии здесь гидро-климатических
условий для формирования современной речной сети, поэтому встреченные нами
сухие речные долины представляют определенный интерес.
Первая из них — Ганц-Модны-гол — начинается в районе рассмотренного вы¬
ше гранитного холма Окоп-Шаргал. В верховьях долина вложена в поверхность
плоской гранитной равнины (рис. 6А). Долина широкая с пологими склонами,
неглубоко врезана в крупнокристаллические описанные выше граниты. В ложе
сухого русла реки и на обнаженных выровненных склонах долины они разбиты
системой трещин на правильные прямоугольники, иногда квадраты. Поверхность
гранитов ровная, столообразная. Продольный профиль Ганц-Модны-гол состоит
из серии длинных полого понижающихся участков, разделенных уступами высо¬
той 1 —1,5 м. Граниты здесь состоят из плоских тонких (20—30, реже 40 см)
горизонтально залегающих плит. Аллювий практически отсутствует (рис. 6).
В среднем течении долина реки сужается и становится глубже (рис. 6Б). Она
выработана в тех же гранитах, поверхность которых покрыта маломощным чех¬
лом элювиально-делювиальных дресвяников и грубозернистых первичных эоло¬
вых песков [32]. В русле и миниатюрной (высотой 60—80 см) пойме появляются
рыхлые отложения, имеющие двучленное строение. Сверху залегают желтовато¬
бурые супеси делювиально-эолового происхождения мощностью от 0,4 до 1,5—1,8 м.
К основанию горизонта содержание гранитного гравия резко увеличивается, что
91

Рис. 6. Поперечные профили через сухую долину Ганц-Модны-гол от верховьев к устью
1 — пески, 2 — суглинки, 3 — граниты
свидетельствует о водном генезисе, вымывании песчаных компонентов времен¬
ными бурными ливневыми потоками. С резким несогласием, размывом гранитный
прослой залегает на рыхлых, местами слабо уплотненных желто-бурых супесях
— отложениях спокойных маломощных водных потоков. Под ними залегают
плотные серые аллювиальные суглинки — аллювий равнинной спокойной реки,
сформировавшийся в результате размыва и переотложения глинистых кор вы¬
ветривания гранитов. Поверхность днища долины на этом участке покрыта
сплошным плащом эоловых, плохо сортированных щебнисто-гравийно-песчаных
отложений.
В нижнем течении долина Ганц-Модны-гол становится еще более узкой и
глубокой (14—16 м), превращается в асимметричное гранитное ущелье (рис. 6В).
Аллювий здесь песчаный, достаточно хорошо сортированный, залегает в виде
редких разрозненных линз в наиболее глубоких понижениях гранитного ложа. На
большем протяжении русло лишено аллювия; здесь повсюду выходы трещинова¬
тых, мягко оглаженных водными потоками гранитов. Внизу ущелья в русле
глубокие (до 2,5 м) эворзионные котлы (рис. 6Г). Ущелье открывается в широкую
впадину Баян-Тухэмийн-Гоби, обрамляющую с запада приподнятые гранитные
равнины цоколя Дариганги. В ее днище река формирует распластанный веер
конуса выноса.
Отметим любопытную морфологическую деталь: начиная со второй половины
нижнего течения до конца ущелья в бортах речной долины в гранитах наблюда¬
ются многочисленные прямолинейные рвы глубиной 0,6—1,1 м. Они трассируют
склоны вдоль долины, параллельно ее руслу. Вдоль некоторых из них заложены
эрозионные рытвины.
Долина Ганц-Модны-гол и эти сопутствующие ей рвы заложены вдоль линей¬
ных трещин и ослабленных зон. Рвы возникают в долине при достижении ею
92

определенного (до 7—8 м) вреза, а ее склонами — крутизны 12—15°. В их
происхождении несомненно играют роль процессы отпора, а, может быть, и сколы
сейсмогенного происхождения. Наши наблюдения в западной части региона, в
островном массиве Дархан-Ула позволили предположить, что в отдельных
районах ныне асейсмичной Восточной Монголии встречаются следы палеосейс¬
модислокаций [ 33]. Здесь же в плейстоцене, а может быть и в голоцене, и совре¬
менную эпоху происходили многочисленные вулканические землетрясения.
Вторая сухая долина Мухрыйн-Ганг расположена на западной окраине рас¬
сматриваемой области. В отличие от Ганц-Модны-гол — это короткая приразлом¬
ная крутосклонная долина — миниатюрный грабен. Ее борта представлены в
одних случаях стенками плитчатых гранитов, в других — обвалами и осыпями
гранитов. В устье Мухрыйн-Ганг переходит в узкое ущелье Хавцал. В его про¬
дольном профиле здесь наблюдается вертикальный уступ сухого водопада высо¬
той около 10 м. Под ним обширный эворзионный котел глубиной до 3 м с озерком
пресной воды, сохранившемся в тени уступа. В одном случае, в правом борту
долины в 200 м ниже озерка, встречены фрагменты низкой (около 2 м) надпоймен¬
ной террасы с плохо сортированным аллювием. Последний представлен смесью
щебня, гравия, гранитной дресвы и песка с примесью серых суглинков.
Впервые обследованные и описанные нами сухие долины юго-западной
окраины Дариганги — Ганц-Модны-гол, Мухрыйн-Ганг и Хавцал представляют
молодые, скорее всего голоценовые эрозионные врезы в поверхность исходного
пенеплена. Все они имеют эрозионный участок в верховьях и эрозионно-аккуму¬
лятивное строение в остальной части долины; характеризуются неравновесными
продольными профилями:	висячими устьевыми частями, водопадами с
эворзионными котлами под ними, порогами. Эти формы связаны с быстрым
поднятием района на высоту порядка 20 м. Они образованы мощными водными
потоками.
Последняя эпоха большей обводненности Восточной Монголии была в ат¬
лантическом периоде голоцена — 5—7 тысяч лет назад [34].
Участки гранитных равнин с котловинами и слепыми долинами. Рассмотрим
рельеф наиболее представительного в этом отношении района Сайн-Худак, рас¬
положенного в пределах исходной гранитной равнины на западной окраине
Дариганги. В строении равнины наблюдается, если можно так выразиться, свое¬
образная малоамплитудная ярусность. Ее верхний ярус представлен участками
исходного гранитного пенеплена, рельеф которого был описан в начале раздела.
В эти несколько более высокие (всего на 12—15 м) равнины вложен более низкий
ярус также равнинного рельефа, но с котловинами и привязанными к ним сле¬
пыми долинами. Из исходной равнины дефляция и эрозия ливневых временных
потоков вырезали весьма своеобразный останцовый гранитный рельеф с соответ¬
ствующими — 12—15 м — относительными высотами.
Присутствует обширный ассортимент останцовых форм от единичных матра¬
цевидных плоских выходов гранитов до башен, бастионов, развалин фан¬
тастических сооружений, увенчанных «драконами», «птицами» и фигурами
других каменных зверей. Наиболее крупные останцы своими вершинами обозна¬
чают поверхность исходного пенеплена. Их относительные высоты возрастают к
днищам дефляционных котловин, т. е. чем глубже дефляция откопала их осно¬
вания, тем они стали выше. Наиболее крупным гранитным останцом является
Боогийн-Обо. Он расположен в центре глубокой дефляционной котловины и
имеет высоту около 20 м. Чтобы охарактеризовать степень его разрушенности,
мало сказать, что он сильно трещиноват. Он пронизан системой трещин всевоз¬
можных направлений. Ветер удалил из трещин продукты выветривания и усу¬
губил разрушение склонов останца, создав в низ глубокий ячеистый микрорельеф.
Более того, ветровой, точнее ветро-песчаный поток создал в западной части
основания останца глубокие — до 2,5—3 м — ниши, забитые на треть песком. Все
трещины, горизонтальные и вертикальные, в останце зияют. На его вершине онк
имеют, как бы раскрываясь, клиновидную форму. Рассмотренный останец пред
9;

ставляет предельно разрушенную, в полном и прямом значении этого термина —
разборную скалу.
В останцовом районе Сайн-Худак широким развитием пользуются сухие без-
русловые обычно прямолинейные слепые долины. В отличие от слепых долин в
песчаных пустынях, здесь они заложены на поверхности гранитной равнины.
Основной их особенностью является бессистемность, отсутствие пространствен¬
ной организации. Они могут иметь любую ориентировку. Пожалуй, только два
морфологических признака у них являются общими: своеобразный, присущий
лишь слепым долинам продольный профиль и мягкий, обычно симметричный
поперечный. Приведем несколько примеров.
Наименее хаотично размещение слепых долин на участке дефляционной кот¬
ловины, в центре которой возвышается рассмотренный выше останец Боогийн-
Обо. Разнонаправленные долины в целом тяготеют к центру этого понижения. В
северной части района Сайн-Худак расположена прямолинейная слепая долина с
гранитными останцами в бортах. Она как бы нанизывает три небольшие озерные,
ныне сухие котловины. В восточной части района наблюдается наиболее крупная
из всех осмотренных нами озерная котловина, приуроченная также к долине.
Заданный нами в котловине шурф вскрыл 2,5-метровый разрез:	под
плохосортированными — дефляционными разно-, преимущественно крупно¬
зернистыми песками залегают плотные сухие супеси и тонкозернистые озерно¬
аллювиальные пески. В борту озерной котловины на обнаженном коренном фун¬
даменте встречено множество крупных (может быть, палеолит?) каменных
орудий: топоров, пестиков от ступ и др. На крайнем востоке района Сайн-Худак
прямолинейные границы слепых долин подчеркиваются параллельными, распо¬
ложенными вдоль их бортов цепочками гранитных останцов.
Рассмотрение рельефа дефляционных котловин, останцов и слепых долин подт¬
верждает приведенные выше данные о длительном проявлении в районе
интенсивной дефляции и ее существенной роли в современном рельефообразовании.
Откопанный рельеф древних аккумулятивных равнин окраин Дариганги.
Строение этого рельефа рассматривается на примере двух участков упомянутой
в начале статьи Харанурской впадины: ее северо-западного борта в сухой долине
Бурулдайн-Хайласт и холма Бурултай в ее центральной части, т. к. в их пределах
наиболее полно развиты миоцен-плиоценовые отложения, некогда выполнявшие
эту депрессию.
В северо-западном борту Харанурской впадины наблюдается прислонение
рыхлых кайнозойских отложений к коренному склону высокой — 1100—1160 м —
гранитной равнины. В бортах сухой долины Бурулдайн-Хайласт обнажаются 5
последовательно сменяющих друг друга толщ.
В основании залегает древний крупнообломочный базальный гранитный ал¬
лювий видимой мощностью 1—2 м; на нем маломощные (1—3 м) озерно-ал¬
лювиальные осадки и песчаники с прослоями галечников мощностью 6—8 м;
песчаники разбиты системой трещин на блоки и глыбы величиной до 5 м; выше —
залегают плотные песчаники, монолитные, с первичным горизонтальным зале¬
ганием видимой мощностью порядка 10—12 м; вверх по разрезу они замещаются
светло-серыми глинами, на которых с размывом залегает толща валунно-га-
лечниковых, грубообломочных, гранитного состава молодых моласс. Мощность —
5—6 м.
В приведенном разрезе представлены миоцен-плиоценовые озерно-ал¬
лювиальные осадки (толщи 1—4), залегающие с размывом на гранитах в северо-
западном борту Харанорской впадины. На смену озерно-аллювиальному типу
осадконакопления пришли спокойные озерные условия, в которых накапливались
светлосерые глины (толща 5). Озерный режим резко сменился поднятием борта
впадины, с которого на поверхность глин обрушились аллювиально-пролювиаль¬
ные грубооболомочные отложения молассоидного типа. Скорее всего это
произошло на границе плиоцена и плейстоцена. Особенно интересна толща разд¬
робленных песчаников. Ее состав и характер деформаций грубообломочного ма¬
94

териала, особенно включение инородных крупных глыб в ритмичнослоистые
осадки наводит на мысль о крупном обрушении песчаников в результате каких-то
сильных сотрясений, похожих на сейсмотектонические, скорее всего, как
следствие вулканических землетрясений.
Фрагмент миоцен-плиоценовой равнины в пределах холма Бурултай. Круп¬
ный холм Бурултай расположен в западной части Харанорской впадины. Серия
шурфов и расчисток, пройденных нами по падению его юго-восточного склона,
вскрыла следующее строение холма.
В основании холма горизонтально залегают ритмичнослоистые тонко¬
зернистые озерные пески и глины мощностью 15—18 м. На их поверхности с
размывом отложена толща валунно-галечниковых дресвянистых отложений мощ¬
ностью 12—14 м, сформировавшихся в результате размыва кор выветривания
гранитов. На кровле этих отложений также с размывом залегает дресвянистый
полимиктовый (гранитного состава) сайровый аллювий мощностью 8—9 м, обра¬
зовавшийся при перемыве нижележащих отложений. На нем, в свою очередь, с
размывом залегают супесчаные дресвянистые делювиальные отложения мощно¬
стью 1—1,5 м.
Выше отмечалось, что Харанорская впадина замкнутая, бессточная. Фациаль¬
ная изменчивость описанных отложений предопределяет измельчение рыхлого
материала вверх по разрезу и его подготовку к переносу ветром. Выяснилось, что
впадина была полностью выполнена рассмотренными миоцен-плиоценовыми
озерными и озерно-аллювиальными осадками, перекрытыми раннечетвертичной
молассой. Последняя испытала размыв и переотложение, после чего интенсивная
линейная дефляция удалила большую часть осадков на северо-восток, за пределы
впадины, в район песчаных массивов Судутийн- и Молцог-Элс. Наибольший
вынос рыхлых отложений дефляцией здесь, по-видимому, приходится на бореаль-
ный — 10—8 тысяч лет назад — и суббореальный — 5—3 тысячи лет назад —
периоды голоцена, отличавшиеся сухими холодными условиями [ 34].
Выясняется, что дефляция в семиаридных условиях Юго-Восточной Монголии
выступает наиболее результативным экзогенным деструктивным фактором, спо¬
собным не только моделировать поверхность исходных гранитных равнин и отка¬
пывать скальный рельеф гранитного цоколя равнин — своеобразный де¬
фляционный итчплен, но и восстанавливать в современном рельефе достаточно
крупные позднекайнозойские впадины, удаляя из них миоцен-плиоценовые
осадки.
Обобщая новые данные о строении рельефа гранитного пенеплена юго-запада
Дариганги, нужно отметить, что основную его часть представляет значительно
выровненный, с плоскими, почти горизонтальными участками в одних местах, и
полого-волнистый равнинный рельеф в других. Характерными для него формами
рельефа являются слепые долины, мелкие (в плане и по глубине), сухие кот¬
ловины и останцовый гранитный рельеф.
Сухие слепые долины имеют однообразную морфологию, но отличаются по
ориентировке. Одни заложены согласно простиранию гранитных останцов, другие
тяготеют к дефляционным котловинам, третьи расположены хаотично. Все они харак¬
теризуются прерывистостью, невыдержанностью по простиранию. Организация их
плановой структуры не свойственна эрозионной сети. Как отмечалось выше, ко многим
слепым долинам приурочены небольшие округлые котловины.
В исследованном районе развиты котловины четырех типов: а) четкоочерчен-
ные, крутосклонные дефляционные с гладкими поверхностями днищ, сложенных
суглинками; б) эоловые дефляционно-аккумулятивные, закрытые, глубокие, с
крупными буграми эоловых песков в днищах; в) эоловые дефляционно-аккуму¬
лятивные, неглубокие, обычно открытые с нескольких сторон котловины с мелко¬
бугристыми песками; г) озерные котловины с плоскими дефляционными поверх¬
ностями днищ, сложенных песками и суглинками.
Гранитные останцы района имеют две общие черты: все они откопаны де¬
95

фляцией и временными потоками из-под элювиальных отложений исходного
гранитного пенеплена. Последний поэтому является итчпленом, а они — борнхард-
тами. Все останцы пассивны в геодинамическом отношении. По положению в совре¬
менном рельефе они подразделяются на останцы равнин, котловин и сухих долин.
С крупными останцами здесь нередко связаны дефляционные котловины. Они
возникают, по-видимому, по мере сокращения размера останцов и, соответственно,
роста их гранитных пьедесталов. Последние интенсивно разрушаются, продукты их
выветривания сносятся поверхностными ливневыми водами и отлагаются в наиболее
низких местах между останцами. Отсюда сильными ветрами и ураганами песок и
мелкий гравий выносятся за пределы участка, после чего снова происходит накоп¬
ление материала и т. д.— эоловый вариант прерывистой денудации [35]. По мере
преобладания аккумуляции над дефляцией в днищах приостанцовых котловин сна¬
чала образуется кучевой, а затем мелкобугристый песчаный эоловый микрорельеф.
Заключение
Приведенные в статье новые геоморфологические материалы свидетельствуют
об общем усилении молодой эндогенной деструкции в Юго-Восточной Монголии.
Признаки этого усиления в чистом виде здесь наблюдаются пока в отдельных
районах, в частности, на юго-западе Дариганги. Однако есть основания считать, что
весь обширный гранитный массив, лежащий в основании этой вулканической
области, ныне испытывает медленное общее сводообразное воздымание. На фоне
последнего включается своеобразный механизм блоковой эндогенной деструкции —
дробления структуры на мозаику тектонических блоков, оформления мобильных зон
разломов между ними и начала дифференцированных блоковых движений. Мы
вводим это понятие для обозначения одного из главных процессов разрушения
воздымающейся сводовой структуры. Подобно мезозойским сводовым или сводово¬
глыбовым поднятиям Прибайкалья и Забайкалья [11], Барун-Уртский свод начинает
активизироваться в неотектонический этап и современную эпоху. Поднятие этой
молодой сводовой морфоструктуры происходит неравномерно, начинаясь на западе,
наиболее интенсивно вдоль южного крыла свода. Далее на восток, вдоль монголо¬
китайской границы обозначается широкая молодая подвижная зона, вдоль которой
трассируются разнообразные признаки молодых поднятий: серии линейных нало¬
женных впадин, цепочки островных активных (поднимающихся) гор, тектонические
уступы, нарушающие как платобазальты, так и молодые вулканические постройки
центрального типа. На современной стадии линейные частные нарушения в преде¬
лах шовной зоны располагаются кулисообразно, под острыми углами друг к другу, с
перерывами, нередко изолированно. Плотность теплового потока в пределах
Дариганги несколько повышена [36]. Этот факт подкрепляет наши представления о
тектонической активизации области.
Отдельные блоки на юго-западе Дариганги испытали быстрое скачкообразное
поднятие с образованием тектонических уступов с амплитудами порядка 15—20 м.
Ряд рассмотренных выше своеобразных микроформ, таких, как придолинные рвы
в гранитных склонах сухих долин, глубокая трещиноватость в гранитных холмах,
включения крупных скальных глыб в ритмичнослоистые осадки [ 37, 38] и проч.,
напоминает палеосейсмодислокации. В Юго-Восточной Монголии, по-видимому,
проявлялись сейсмотектонические процессы в прошлом; скорее всего они были
связаны с вулканическими землетрясениями в атлантическом периоде голоцена —
8—5 тысяч лет назад.
Наряду с поднятием блоков, как отмечалось выше, поднимаются и островные
гранитные массивы. У некоторых из них, по мере подъема, вдоль осевых частей
закладываются и раскрываются широкие зияющие, клиновидные в поперечном
профиле трещины отпора.
На фоне молодой тектонической активизации вдоль окраин Дариганги
усиливаются процессы экзогенной деструкции рельефа исходного пенеплена. Их
проявления здесь достаточно разнообразны.

В пределах быстро поднимающихся блоков самым результативным де¬
структивным фактором является русловая эрозия временных полупустынных рек.
Они закладывают в гранитных равнинах свои долины с ущельями и водопадами в
низовьях. В среднем и верхнем течении вся область их водосборных бассейнов под
действием поверхностного смыва превращается в систему обнаженных наклон¬
ных гранитных равнин.
В пределах наиболее стабильных блоков развитие рельефа продолжается по
типу исходного пенеплена. Наиболее энергично здесь действуют площадная де¬
фляция и процессы поверхностного смыва. Их совместное действие приводит к
образованию плоских денудационно-дефляционных гранитных равнин типа на-
ранских, лишенных чехла поверхностных отложений. Это — своеобразные
участки современных миниатюрных скальных почти равнин в пределах исходного
пенеплена. Другой тип плоских равнин здесь формируется в условиях умеренного
проявления дефляции. Это прочные сложенные с поверхности суглинками
равнины, сформированные на коре выветривания гранитов. Местами дефляция в
них откапывает рельеф коренного ложа гранитного массива и создает в целом
равнинный рельеф с останцами, холмами и дефляционными котловинами.
В пределах блоков, отстающих в поднятии, на поверхности кайнозойских
впадин, выполненных миоцен-плиоценовыми отложениями, формируются круп¬
ные замкнутые дефляционные котловины. Интенсивность дефляции в их преде¬
лах значительно выше, чем в Средней Азии [ 39, 40].
Заканчивая статью, сделаем ряд общих выводов об особенностях вы¬
равнивания рельефа сверху, о снижении исходных поверхностей выравнивания на
примере Гобийского пенеплена в Юго-Восточной Монголии. Полученные данные
показывают, что поверхности выравнивания в пределах равнинно-платформен¬
ных морфоструктур более информативны в геоморфологическом отношении, чем
в условиях горных, орогенных морфоструктур. Действительно, эти образования в
горах характеризуются плохой сохранностью, разобщенностью друг с другом и с
областями коррелятных отложений, запись прошлых событий быстрее стирается.
Как же происходит перестройка исходного пенеплена в равнинно-платформен¬
ных условиях на примере Юго-Восточной Монголии? Основываясь на приведенных
выше данных и результатах работ в Восточном Забайкалье, можно заключить, что
первичный рельеф исходного пенеплена вначале испытывает агрессию со стороны
процессов эндогенной деструкции (блоковое разрушение, трещинообразование, сей¬
смотектоника и проч.) и, как отклик на них,— экзогенной. Последняя не менее
результативна и, возможно, более разнообразна. Основным новым предложенным
нами механизмом в ней является интенсивное молодое расчленение исходного
пенеплена с образованием нового яруса — холмов и сопряженных с ними депрессий,
дальнейшая эволюция рельефа которых направлена на формирование новой дену¬
дационной равнины. Холмы являются наиболее удобной формой для проникновения
процессов глубокого выветривания, смыва и дефляции. При возникновении холмов
происходит кардинальная перестройка подземного стока, понижается уровень грун¬
товых вод, еще более усиливаются процессы дезинтеграции коренных пород, т. е.
создаются оптимальные условия для быстрого разрушения этих форм. Поверхность
прилежащих к холмах днищ впадин является базисом денудации для смежных с ними
холмов. Она быстро углубляется дефляцией и одновременно создает дополнитель¬
ные условия для деструкции смежных холмов. И впадины, и холмы являются не¬
устойчивыми формами рельефа, временно обозначающими этап перехода от ранней
к более молодой поверхности выравнивания.
* * *
Выделив на территории Монголии деструктивные и конструктивные морфо-
структуры, Н. А. Флоренсов и С. С. Коржуев в 1982 г. писали: «Остается не
рассмотренной с позиций новейших и современных условий и проявлений горооб¬
разования область низких гор, остаточных гор и плато Юго-Восточной Монголии.
97

...Это область глубокой и длительной деструкции и значительной, хотя и нерав¬
номерной аккумуляции. Примечательно, что она практически асейсмична, хотя
расположена в непосредственной близости к активнейшей области Западной
Монголии» [7, с. 17]. Можно надеяться, что приведенные в статье новые ма¬
териалы об особенностях проявления эндогенной и экзогенной деструкции в
пределах Гобийского пенеплена в Дариганге в какой-то мере восполняют этот
пробел.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Обручев В. А. Юные движения на древнем темени Азии. Избранные труды. Т. II. М.: Географгиз,
1951. С. 161—189.
2.	Коржу ев С. С., Ф лоренсов 77. А. Морфодинамическая модель современного рельефа Монголии (к
выходу в свет геоморфологической карты МНР) //Тезисы докладов 27 Международного Геологиче¬
ского Конгресса. М.: Наука, 1984. Т. IX. Часть 2. С. 244—246.
3.	Коржу ев С. С. Геоморфологическая унаследованность и новообразование//Развитие рельефа и его
устойчивость. М.: Наука, 1993. С. 42—58.
4.	Геоморфологическая карта Монгольской Народной Республики. Масштаб 1 : 1500000. ГУ ГК СССР.
1985.
5.	Геоморфология Монгольской Народной Республики. 1982. М.: Наука, 259 с.
6.	Флоренсов Н. А., Коржуев С. С. В поисках основ геоморфологической концепции (о некоторых итогах
новейших геоморфологических исследований в Монголии)//Геоморфология. 1982. № 2. С. 13—19.
7.	Коржуев С. С.у Флоренсов 77. А. Деструкция и деструктивный рельеф (к итогам геоморфо¬
логических исследований в МНР) //Геоморфология. 1982. № 3. С. 22—28.
8.	Влодавец В. И. О некоторых чертах кайнозойского вулканизма в Даригангской области Мон¬
голии/ /Вопросы геологии Азии. М.: Изд-во АН СССР, 1955. Т. 2. С. 679—684.
9.	Фрих-Хар Д. И.у ЛучицкаяА. И. Позднемезозойский магматизм Монголии. М.: Наука, 1978. 179 с.
10.	Корина 77. А., Певзнер М. А., Чичагов В. 77. Палеомагнитные исследования в вулканической
области Дариганга в Юго-Восточной Монголии//Палеомагнитный анализ при изучении чет¬
вертичных отложений и вулканитов. М.: Наука, 1974. С. 88—96.
11.	Чичагов В. 77. Рельеф равнин Юго-Восточного Забайкалья: Автореф. дис. ... канд. геогр. наук. М.:
Ин-т географии АН СССР. 1964. 27 с.
12.	Чичагов В. П. Геоморфологические особенности Восточно-Монгольской равнины/Проблемы
регионального геоморфологического анализа//Записки Забайкальского филиала Географ, об-ва
СССР. Чита. 1974. Вып. 100. С. 55—57.
13.	Чичагов В. 77. К палеогеоморфологии забайкальско-монгольских платформенных равнин//Вопро¬
сы региональной палеогеоморфологии. Уфа. 1966. С. 215—216.
14.	Григоров В. Т. Поверхности выравнивания Восточной Монголии//Геоморфология. 1975. № 2. С. 70—75.
15.	Сырнев И. 77. О возрасте равнин Восточной Монголии//Геоморфология. 1984. № 3. С. 80—88.
16.	Сырнев И. П. Восточно-Монгольская равнина//Геоморфология Монгольской Народной Рес¬
публики. М.: Наука, 1982. С. 166—176.
17.	Балдан С., Бобров В. А., Маринов Н. А. Землетрясение 4 декабря 1957 г. в Гобийском Алтае
Монгольской Народной Республики//Советская геология. 1958. № 11. С. 79—88.
18.	Корина 77. А., Чичагов В. 77. Поверхности выравнивания и коры выветривания в Центральном
Забайкалье/Вопросы теоретической и прикладной геоморфологии//Записки Забайкальского
Филиала Географического об-ва СССР. Чита. 1969. Вып. XXX. С. 58—73.
19.	Коржуев С. С. Центральный Гобийский пенеплен//Геоморфология Монгольской Народной Рес¬
публики. М.: Наука, 1982. С. 150—166.
20.	Николаева Т. В. Северо-Восток МНР//Геоморфология Монгольской Народной Республики. М.:
Наука, 1982. С. 176—185.
21.	Глико О. А. Поверхности выравнивания и морфоструктуры Чикой-Даурского поднятия//Изв. АН
СССР. Сер. геол. 1986. № 2. С. 115—133.
22.	Geomorphological map of China and its adjacent area. Scale 1 : 4000000. 1993. China Geological Map
Printing House.
23.	Салшыковский А. Я., Геншафт Ю. С. Мантия и вулканизм юго-востока Монголии (плато Дариган¬
га). М.: Наука, 1984. 201 с.
24.	Салшыковский А. Я., Геншафт Ю. С. Геодинамика кайнозойского вулканизма юго-востока Мон¬
голии. М.: Наука, 1985. 135 с.
25.	Глубинное строение [Монголии]. Карта м-ба 1 : 6000000. Национальный атлас Монгольской Народ¬
ной Республики. Москва — Улан-Батор. 1990. С. 40. Карта 31.
26.	Кайнозойский вулканизм [Монголии]. Карта м-ба 1 : 4500000. Там же. С. 44. Карта 39.
27.	Клейнер Ю. М., Корытов Ф. Я., Хасин Р. А. О морфоструктуре плато Дариганга//Изв. ВГО. 1979.
Т. III. Вып. 4. С. 348—350.
28.	Волчанская И. К. Морфоструктурные закономерности размещения эндогенной минерализации. М.:
Наука, 1981. 239 с.
29.	Атмосферные осадки [Монголии]. Год. Национальный атлас Монгольской Народной Республики.
1990. Москва — Улан-Батор. 56 с. Карта 64. Масштаб 1 : 6000000.
98

30.	Максимальный сток дождевых паводков [Монголии]. Там же. С. 63. Карта 96. Масштаб 1 : 9000000.
31.	Типы водного режима рек [Монголии]. Там же. С. 62. Карта 91. Масштаб 1 : 9000000.
32.	Петров М. 77. Первичные эоловые пески пустынь Центральной Азии//Доклады АН СССР. 1960.
Т. 130. №5. С. 1106—1109.
33.	Чичагов В. 77. О роли дефляции в формировании рельефа островных гор Восточной Монголии (на
примере массива Дархан-Ула)//География и природные ресурсы. 1993. № 3. С. 167—173.
34.	Чичагов В, 77. Устойчивость и изменчивость семиаридных эоловых равнин//Развитие рельефа и
его устойчивость. М.: Наука, 1993. С. 97—125.
35.	Агафонов Б. П. Прерывистая денудация//Геология и геофизика. 1982. № 1. С. 119—121.
36.	Хуторской М. Д. Тепловой поток МНР. М.: Наука, 1992. 139 с.
37.	Флоренсов Н. А. Очерки структурной геоморфологии. М.: Наука, 1979. 238 с.
38.	Белоусов I. Я, Чичагов В. П. Сейсмотектонические фации четвертичных отложений//Тезисы
докладов Всероссийского Совещания по изучению четвертичного периода. 1994. Москва. С. 24.
39.	Федорович Б. А. Динамика и закономерности формирования пустынь. М.: Наука, 1983. 237 с.
40.	Кригер Н. 77., Безгин 77. Я., Зябликова Г. Д. Дефляция в истории рельефа аридных районов (на
примере Малого Каратау) / /Геоморфология. 1975. № 2. С. 86—95.
Институт географии РАН	Поступила в редакцию
10.06.94
DESTRUCTIONAL RELIEF OF THE GOBI PENEPLAIN
IN SOUTH-EASTERN MONGOLIA
У. P. CHICHAGOV
Summary
The paper contains an analysis of the Neogene-Quaternary relief modelled by the wind and water erosion
and denudation at the margins of Dariganga volcanic area (SE Mongolia). The author obtained new data on the
structure of denudational-deflational plains and various landforms developed on the surface of the Late
Cretaceous-Paleogene Gobi peneplain (dry river valleys with hanging mouth, waterfalls and giant’s kettles; large
deflation hollows within the Miocene-Pliocene sedimentary basins, etc.). First established are evidences of
paleo-seismic dislocations, such as longitudinal trenches in dry valley sides on granits, and «wild flysch» in
rhythmically bedded sequences.
99

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 4
ХРОНИКА
1994
© 1994 г. Дж. ФИЛЛИПС, В. РЕНВИК, А. М. ТРОФИМОВ
УРОКИ БИНГХАМТОНСКОГО СИМПОЗИУМА
Основным предметом обсуждения ежегодного 23-го Бингхамтонского симпозиума (25—27 сентября,
1992, Университет Майами, Оксфорд, Огайо, США) явилось динамическое состояние геоморфо¬
логических систем. Целью симпозиума было практическое осмысление роли системной теории в
геоморфологии, установление разграничений между традиционным системным мышлением и пока
что мало используемыми нелинейными динамическими системными подходами. На симпозиуме
присутствовало свыше 100 специалистов из 8 стран (Австралия, Австрия, Англия, Венесуэла,
Германия, Канада, Россия, США). Все доклады (их было 19) опубликованы в специальном издании
международного журнала «Геоморфология» [ 1].
Системный подход, который эффективно описывает динамику поведения форм рельефа и
ландшафтов, взаимодействие элементов в ландшафтах, совместную согласованность форм и про¬
цессов, а также управленческий аспект окружающей среды, по всей видимости, наиболее адекватен
для описания геоморфологических процессов. Изучение геоморфологических систем, как показал
симпозиум, осуществляется двумя путями. Первый связан с изучением динамики, взаимодействия
и согласованного развития форм рельефа и процессов, интересующих исследователей главным
образом в целях понимания их особенностей и отличительных черт. Второй обращает основное
внимание на поведение геоморфологической системы в целом.
Первым мероприятием симпозиума была рабочая встреча по компьютерному моделированию.
Л. Майер (США) показал, как с помощью разработанной им программы Stella компьютерное
моделирование может использоваться в классификационных целях в геологии и географии для
лучшего понимания согласованности разнообразных систем окружающей среды. В. Ренвик (США)
продемонстрировал модель эволюции продольного профиля реки как функцию отложения, сноса
и переотложения материала русла, а Г. Виллгузе (Австралия) представил видеофильм компьютерной
имитации эволюции речного бассейна в духе физической модели. X. Саундерс (Канада) предложил
программу, в которой используется мало известный, но потенциально высокоэффективный метод
многоквадратической интерполяции.
Представление докладов началось с обсуждения основной темы симпозиума — разграничения
традиционных концепций системного анализа и концепции (теории) нелинейных динамических
систем (НДС). Дж. Филлипс (США) отметил, что базисные принципы теории НДС так или иначе
связаны с существующими концепциями в геоморфологии. На примере теории хаоса он показал
эффективность теории НДС в интерпретации полевых результатов и существование экологической
ниши для хаоса в ряду геоморфологических систем.
В связи с решением многоуровневых, многоиерархических проблем геоморфологи стали инте¬
ресоваться понятием хаоса [ 2], особенно при стремлении описать и понять организацию пространства
на многофакторном уровне.
Хаос — скопление элементов без динамических связей, возможны лишь контакты соседства,
в том числе хаоса блоков. Применение понятия хаоса наиболее подробно рассмотрено в типологии
пространственных конфигураций и в моделировании. Математическая теория хаоса может быть
эффективно использована в сфере исследования динамики связей географических объектов [3].
Важная проблема — выяснение влияния хаотичного поведения отдельных звеньев территориаль¬
ных структур на пределы нормальных вариаций их параметров. Заслуживают внимания также
поиски средств борьбы с хаотическими отклонениями в функционировании больших систем, которые i
могут быть вызваны ошибками и задержками в ходе передачи информации. Обобщенная геомор- j
фологическая модель течения масс рыхлых отложений — пример потенциального хаоса. В этой j
связи необходимо вырабатывать подходы в геоморфологии, придающие особое значение регуляр- j
ностям (процессов, форм и т. д.), возникающим на базе нерегулярностей (например, регулярным |
процессам и формам, возникающим на основе нерегулярных). Например, карстовые и суффозионные
процессы могут формировать идентичные поверхностные формы (и их бывает порой трудно
идентифицировать); с другой стороны, только один карстовый процесс может сформировать десятки
различных форм. Главное — до сих пор существует проблема расчленения «статистического рельефа»
либо любого иного на карте по отношению к формирующим его процессам. Не всегда контуры,
устойчивые на карте, строго соответствуют формирующим их процессам. Наоборот, чаще всего
нерегулярные (и порой расчлененные на составляющие) процессы могут быть запечатлены в
рельефе или на карте в виде устойчивых образований и форм. А. Трофимов (РФ) для решения
этой проблемы предложил теоретическую модель для интерпретации с позиции НДС традиционных I
100

геоморфологических процессов. А. Шайдеггер (Австрия) далее показал, что общая теория систем
приложима только тогда, когда геоморфологическая система описывается как независимая от
глобальных (ведущих) контролируемых факторов. Она не приложима ко многим тектонически
контролируемым ландшафтам. Тектонический и структурный контроль были охарактеризованы
им как «Maxwell Demons», который способен «смешивать» геоморфологические интерпретации.
На следующем заседании были представлены два историографических исследования. Б. Кеннеди
(Англия) проанализировала работы классических исследователей от Хаттона до Хортона и отметила,
что их наследие не дает основания утверждать наличие единого вневременного равновесия как
основы развития рельефа, в каждом случае существует одно из возможных равновесных состояний.
Точно так же Д. Сак (США), описывая наследие Джильберта и Девиса, показала, что понятия
«историческое» и «равновесное», применяемые в геоморфологии, не так уж сильно различимы. Кеннеди,
в свою очередь, обвиняет геоморфологов в чрезмерном расширении системных рамок: основы системного
подхода в геоморфологии, по крайней мере как это было заложено в 1960-х годах, пока что весьма
шаткие. Д. Сак поддерживает этот аргумент указанием на некоторые «сырые» концепции,
возникшие на базе динамического равновесия и общей теории систем 1950—1960 годов.
k Ряд докладов был связан с традиционной концепцией единого вневременного состояния
равновесия (равновесное развитие рельефа). В. Ренвик отметил, что одновременно с равновесными
(приспособившимися) и неравновесными (приспособляющимися) формами рельефа возникают также
неравновесные формы, отражающие в своем развитии комплексную нелинейную динамику или
просто имеющие длительное время релаксации, соответствующие их частотной дистурбации
(нарушению). Все три типа (равновесное, неравновесное, нарушенное развитие) взаимосвязаны и
могут существовать в различных пропорциях в ландшафте.
Доклад Л. Майера (США) отвергает концепцию традиционного равновесия, следующего из
приложения общей теории систем. Майер соглашается, что определенные геоморфологические
проблемы могут быть решены только с помощью системного подхода, в то же время ряд эффектов
остается неопознанным, если к изучению рельефа, формирующих и перестраивающих его процессов
подходить только с помощью традиционных взглядов и концепций.
Другая ветвь теории НДС — фрактальная геометрия — была изложена в докладе Е.Ийаз-Ва-
скуеса (США), Р. Брасса (США) и И. Родригос-Итурбе (Венесуэла). Термин «фрактал» образован
от латинского слова fractus, а соответствующий глагол означает «прерывать, дробить». После
выхода в свет монографии Б. Мандельброт [ 4] возросло количество попыток использования
фракталов в географии. М. Гудиайлд и Д. Марк [5] сделали обзор фрактальной природы
географических феноменов, показав проявление самоподобия в картографии, изображении рельефа
и в структуре информационной системы. Фрактальность — результат постоянного (регулярного)
процесса, порождающего нерегулярные формы. Они выражают отсутствие масштабной независимости
результатов измерений [ 6].
Использование фрактальной геометрии привело исследователей к выводу, что фракталы —
удобное средство для количественного описания всех типов иерархически организованных систем.
В то время как очертания флювиальной сети есть фрактал в определенном одноуровневом
масштабе, многофакторные характеристики могут быть приложимы через иерархию уровней
масштабов (проблема согласования масштабов). Это относится к модели расхода энергии, развития
склонов, русловой эрозии и др. Ийаз-Васкуес построил модели минимизации расходов энергии
девяти бассейнов, у которых отмечена структурная общность, что позволило ему сделать вывод
о возможности представления речного бассейна в виде самоорганизованной критической системы.
Тема хаоса рассматривалась в докладе Дж. Малансона, Д. Батлера и К. Джорджакакоса
(США). Хаос продолжает «скрываться в засаде» во многих геоморфологических системах. Малансон
продемонстрировал как различные воздействия в модели эволюции склонов порождают совершенно
различные склоновые «отклики» (т. е. реакцию формы рельефа на внешние воздействия в системе
процесс — отклик). Структура этой модели схожа с семейством подобных моделей, однако поведение
некоторых из них хаотично при определенных значениях параметров.
Ф. Анерт (Германия) подчеркнул роль отрицательных обратных связей, являющихся причиной
тенденции к установлению динамического равновесия (хотя он отрицает определенные истолкования
понятия равновесия, включающие прогрессивный хаос). Тенденция к равновесию, скорее всего,
состояние критическое, оно наследуется от предыдущих состояний, а порой является просто
функцией изменения масштаба. Анерт продемонстрировал эти принципы физически обоснованной
моделью долговременной эволюции форм рельефа.
Выступление М. Вирика (США) было связано с интерпретацией поведения геосистем. Он
проанализировал распределение почвенной эрозии в прибрежных районах и оценил относительное
значение регрессивного и прогрессивного педогенеза. М. Велфорд и К. Торн (США) рассказали
об исследовании эволюции различных определений равновесия, используемых в геоморфологии.
Они заключили, что существует настоятельная необходимость в ревизии стандартизации концепций.
Т. Миллер (США) представил переосмысленную концепцию времени в моделях Шумма и Лихти.
В отличие- от предшествующих докладчиков, он предложил пересмотреть модели и концепции,
определяющие геологический и современный масштаб времени.
В ряде докладов обсуждались полевые исследования. А. Харвей (Англия) на основе огромного
количества данных сделал вывод о важной роли в развитии оврагов сети мелкоручейковых
линейных врезов на склонах, о неравновесности процессов и характере обратных связей. А. Симон
(США) сравнил «отклики» на внешние процессы двух бассейнов различных рек. Бассейн, распо¬
ложенный в вулканической области, реагирует высокоэнергетическим речным «откликом» — пере¬
работкой и переносом грубообломочного, плохоокатанного материала. Другой бассейн, в равнинных
101

условиях, реагирует низкоэнергетическим речным «откликом» — переносом прекрасно обработанного
материала. Симон далее показал, что оба «отклика» отражают нелинейную минимизацию энергии
через время, предполагая общность реакции, несмотря на различные ситуации. Ф. Магиллиан (США)
предложил для обсуждения идею пространственной изменчивости экстремальных потоков в речном
бассейне. Поток данной величины и интенсивности может вызывать совершенно различные геомор¬
фологические эффекты в различных частях речной долины; пороговые значения для существенных
изменений в различных местах бассейна связываются с экстремальными значениями потока.
В докладе П. Паттона и Г. Хорне (США) обсуждался «отклик» эстуария на подъем уровня
моря, когда существующая морфология частично унаследована, а частично перестраивается в
результате саморегулирования путем поступления осадков. Д. Шерман (США) установил, что
между скоростью перемещения солевых частиц ветром и состоянием поверхности складывается
случайно-пороговое равновесие. Б. Роадо (США) показал, что нелинейные, системно-ориентирован¬
ные статистические модели флювиальных систем являются основным оружием при анализе
комплексных нелинейных геоморфологических систем с нестабильным равновесием.
Последняя группа участников начала дискуссию с выступления Дж. Пиззута (США). Смысл
его работы — комбинация модели смыва с аналитически полученным гидравлическим уравнением
для градуирования речного гравия. Результаты оказались сопоставимы с полевыми данными.
Ф. Бонне и С. Сноу (США) использовали цифровую модель для имитации реакции стока в
верховьях бассейна на понижение базиса эрозии. Модель указывает на множественность «откликов»
на одинаковые изменения и на неравномерность процессов, протекающих со времени между
понижением базиса и «откликом» в верховьях бассейна.
К. Монтгомери (США) применил методы стандартного анализа временных рядов из теории
хаоса к пространственным рядам изменений в речных меандрах. Анализ показал хаотичность
процессов, сопоставление же результатов данных по четырем реальным (контрольным) рекам
подтвердил наличие хаотического аттрактора. Дело в том, что процессы самоорганизации имеют
свои конечные состояния — аттракты или аттракторы [7] — пространственные структуры,
сформированные процессами самоорганизации на пути сбалансирования географического прост¬
ранства. Аттракты представлены набором состояний. Выбор их из множества возможных за время
развития осуществляется путем отбраковки тех состояний, которые исследуемый процесс принять
не мог (принципы запретов). Монтгомери обосновал двусмысленность результатов стандартной
теорией хаоса, примененной к геоморфологическим проблемам.
Симпозиум закончился живой дискуссией о будущих направлениях в изучении геоморфологических
систем. Одной из главных тем было обсуждение роли хаоса в геоморфологических системах и
прикладные аспекты теории хаоса. Участники дискуссии выделили три общих типа ситуаций,
возникающих при таких исследованиях: первая — когда теория хаоса используется в общем виде,
обеспечивающем обобщенное описание эволюции форм рельефа; вторая — когда применяется «ха¬
отическое» обоснование, что только лишь добавляет неразберихи к объяснению развития форм
рельефа и процессов, выполненному в других терминах; третья — когда теория хаоса применяется
в виде правдоподобных обоснований действия процессов и развития форм рельефа.
Концепция равновесности также рассматривалась как одна из ведущих проблем. Главным
аргументом было, то, что концепция единого вневременного состояния равновесия адекватна
большинству процессов в геоморфологии. Однако она нуждается в расширении сферы своего
действия и обосновании многих положений.
Обсуждалась также роль моделей в геоморфологии. Основной проблемой здесь является
выяснение хода эволюции ландшафта в рамках системы взаимодействия процесс — отклик, что
особенно важно при различных иерархических переходах и в рамках долговременной эволюции.
Поиск адекватных данных, получаемых в результате тестовых исследований и в моделях
верификации,— следующая по значимости проблема дискуссии. Было отмечено, что любые данные
(полученные путем полевых наблюдений, специального моделирования и т. д.) необходимы, однако
простое (без определенной цели и ориентации) коллекционирование множества данных — не лучший
путь улучшения возможностей моделирования геоморфологических систем.
Одной из важнейших тем дискуссии была проблема согласования масштабов (изменение гео¬
морфологических ситуаций при переходе от одного масштаба к другому). И сущностный, и релевантный
хаос часто может быть функцией масштаба: необходимо отметить, что наличие хаотичности на
одном уровне исследований может «затуманить» внутреннюю упорядоченность моделей на более
высоком уровне. Точно так же и для равновесного состояния: при одном масштабе иррегулярные
флуктуации системы могут быть интерпретированы как колебания вокруг состояния динамического
равновесия, а при другом — как хаотичные траектории в границах фазового пространства.
Дискуссия показала три основных пути будущих исследований: изучение соответствия теории
хаоса и адаптация существующих математических концепций геоморфологическим задачам; уп¬
равление состоянием равновесия с конструктивным включением равновесных и неравновесных
аспектов процессов; и решение проблемы масштабных переходов.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Geomorphology. Geomorphic systems/Eds Phillips J., Renwick W. Amsterdam; London; New York;
Tokyo: Elsevier, 1992. 489 p.
2.	Durand-Dastes F. La notion de chaos et la geographic, quelques reflaxions//Espace geogr. 1990.
V. 19—20. № 4. P. 311—314.
102

3. Pumain D. Humeur de chaos//Espace geogr. 1990. V. 19—20. № 4. P. 309—310.
4. Mandelbrot В. B. The fractal Geometry of Nature. N. Y.: Freeman, 1983. 468 p.
5.	Goodchild M. F., Mark D. M. The fractal nature of geographic phenomenes//Ann. Assoc. Amer.
Geogr. 1987. V. 77. № 2. P. 265—278.
6.	Longley P. A., Battj M. On the fractal measurement of geographical boundaries//Geogr. Anal.
1989. V. 21. № 1. P. 47—67.
7.	Овчинников H. Ф., Шупер В. А. Симметрия социально-географического пространства и
самоорганизация систем расселения//Методы изучения расселения. М.: Наука, 1987. С. 18—34.
Университет Восточной Каролины. Гринвилл,	Поступила в редакцию
Северная Каролина, США;	22.02.94
Университет Майами, Оксфорд, Огайо, США;
Казанский государственный университет
103

ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№4
1994
РЕЦЕНЗИИ
ЕЩЕ ОДНО ПРИБЛИЖЕНИЕ К ПОЗНАНИЮ ЭРОЗИИ ПОЧВ
Среди негативных последствий хозяйственной деятельности человека эрозии и дефляции почв
принадлежит одно из первых мест по масштабам потерь, причиняемых сельскому хозяйству. Продукты
ускоренной эрозии, поступая в речную сеть, вызывают деградацию рек и ухудшение качества поверх¬
ностных вод, что приобретает особое значение в условиях кризисной экологической ситуации, харак¬
терной для большинства земледельческих районов России, а также стран бывшего СССР.
В связи с этим развитие эрозии и дефляции вызывает обоснованную тревогу специалистов и
широкой общественности. Несмотря на множество публикаций и ряд монографий об эрозии и факторах,
ее обуславливающих, сохраняется необходимость в сводной работе, освещающей эту проблему во всех
регионах России и стран СНГ, и поэтому мы с особым интересом открываем рецензируемую книгу *.
Монография состоит из предисловия и 6 глав. Из них 5 посвящено водной эрозии и одна (последняя) —
дефляции. Первая глава знакомит читателя с основными факторами эрозии и методами их количественной
оценки. Она открывается разделом, посвященным влиянию длины и крутизны склона на развитие эрозии.
В ней автор обращает внимание на то, что полученные методами статистической обработки степенные
зависимости смыва от уклона и длины склона отличаются между собой по показателям степени, и ни одна
из них, давая однозначные решения, не описывает всего многообразия экспериментальных и натурных
наблюдений. Автор задается целью найти теоретическое решение этой задачи исходя из трех постулатов:
1) поверхностная эрозия — это работа склоновых потоков по отрыву и переносу частиц почвы; 2) отрыв
частиц производят элементарные струйки, скорость которых превышает критическую величину; в точках
соприкосновения частиц влекомых наносов с ложем потока отрыв другой частицы не может иметь места.
Путем математических выкладок на основании этих постулатов автор установил, что показатели
степени при длине и уклоне в эмпирических уравнениях эрозии не являются некими константами, а
должны изменяться в широких пределах в зависимости от соотношения размывающей скорости и
фактической скорости потока, истираемости почвенных агрегатов и содержания влекомых наносов в
потоке. В этом разделе заложены основы гидрофизической модели эрозии, идеи которой используются
практически во всех последующих главах для объяснения влияния отдельных факторов на смыв и
дефляцию почвы. В этом же разделе в рамках эмпирических моделей эрозии, которые еще долгое время
будут использоваться для оценки смыва и проектирования почвозащитных и водоохранных ме¬
роприятий, автором предложены принципиальные решения вопроса о влиянии продольного и попереч¬
ного профиля склона на смыв почвы.
В следующем разделе первой главы рассматриваются дождевые осадки как фактор эрозии, раскры¬
вается механизм влияния дождевых капель на эрозию. Основываясь на результатах собственных исследо¬
ваний, автор показывает, что дождевые капли осуществляют основную работу по отрыву частиц почвы и
на порядок превышают транспортирующую способность мелководных потоков, не способных срывать и
переносить частицы почвы за счет собственной энергии. Автор приходит к выводу, что в рамках
эмпирических моделей наиболее удачным параметром для оценки эрозионного потенциала дождевых
осадков является эрозионный индекс осадков, используемый в американском универсальном уравнении
эрозии. Поэтому по плювиометрическим данным более чем 600 метеорологических станций за 25-летний
период была составлена карта эрозионного потенциала дождевых осадков на территории бывшего СССР.
По внутригодовому распределению эрозионного потенциала осадков территория бывшего СССР делится
на 34 района. В зависимости от количества жидких осадков и от их интенсивности величина эрозионного
потенциала осадков изменяется от 0,5—1 до 100 и более единиц. Максимальные значения эрозионного
потенциала тяготеют к предгорьям, где происходит обострение фронтальных процессов. С севера на юг
величина эрозионного потенциала увеличивается вплоть до семиаридных регионов.
Автором показано, что различные методы оценки противоэрозионной устойчивости почв дают
близкие относительные результаты, но исходя из доступности исходных данных автор остановил свой
выбор на номограмме Уишмейера, Джонсона и Кросса [Wishmeier, Jonson, Kross, 1971]. Приводится
характеристика противоэрозионной устойчивости основных зональных типов почв и их разностей по
гранулометрическому составу. Завершается первая глава описанием почвозащитной способности
растительности. Ввиду недостатка отечественных материалов по этому вопросу автор воспользовался
разработками американских исследователей [Wishmeier, Smith, 1987] и составил таблицу частных
эрозионных индексов основных полевых культур в различные фазы развития, а также таких агрофонов,
как зябь, пар и многолетние травы. Поскольку реальный почвозащитный эффект посевов зависит от
1 Г. А. Ларионов. Эрозия и дефляция почв. М.: Изд-во МГУ, 1993. 200 с.
104

внутригодового распределения осадков и изменения растительной массы в течение вегетационного
периода, было выполнено агроэрозионное районирование, и на территории бывшего СССР обособилось
62 района, для которых были рассчитаны среднегодовые почвозащитные коэффициенты для основных
видов полевых культур с учетом сложившейся агротехники и урожайности.
Во второй главе представлены основные методы полевого изучения эрозионных процессов.
Наибольшее внимание уделено почвенно-геоморфологическому профилированию склонов, указаны
области успешного применения этого метода. На почвах с маломощным и очень вариабельным почвен¬
ным профилем лучшие результаты дает оценка распространения и интенсивности эрозии по мощности
коррелятных отложений у подножий склонов, в ложбинах и балках или на участках с естественной
растительностью, где можно ожидать аккумуляции наносов с прилегающих распаханных склонов. В
этой же главе приводится краткий обзор литературы по распространению эрозии на территории СНГ
(преимущественно России). Большой интерес для геоморфологов представляют описание и количест¬
венные оценки интенсивности разрушения почвенного покрова в горных странах в результате рег¬
рессивного перемещения невысоких (0,3—1—1,5 м) естественных или антропогенных уступов. *
В третьей главе дается критический анализ наиболее известных отечественных и зарубежных моделей
эрозии, в основе которого лежат гидрофизические представления о механизме поверхностной эрозии.
Показаны положительные стороны и недостатки моделей. Основываясь на результатах анализа, автор
отобрал для усовершенствования и практического использования в России американское универсальное
уравнение эрозии и модель смыва от стока талых вод Государственного гидрологического института.
В четвертой главе детально изложены усовершенствования, внесенные автором в модернизацию
блока рельефа в универсальном уравнении эрозии. Квадратическая зависимость смыва от уклона
заменена на линейную с дополнительным множителем, представляющим собой уравнение логистичес¬
кой кривой, которая работает в пределах уклонов от0до18—20%. В этом интервале значения фактора
уклона, вычисленные по американскому и модифицированному уравнениям, близки между собой, суще¬
ственные расхождения начинаются при уклонах более 20%, т. е. в области, где универсальное урав¬
нение эрозии дает завышенный смыв.
Существенной модернизации подвергся блок длины склона. В новом уравнении показатель степени
при длине уменьшается с длиной склона, что исключило завышение смыва на длинных пологих склонах.
Модель смыва от стока талых вод также была существенно переработана. В новом варианте она
позволяет рассчитывать смыв по отдельным отрезкам склона, дифференцировать сток в зависимости от
гранулометрического состава почвы, уклона и климатического пояса. В заключение излагается методика
оценки и картографирования эрозионноопасных земель в мелком, среднем и крупном масштабах, что
соответствует основным стадиям проектно-изыскательских работ: схема, проект, техно-рабочие чертежи.
В пятой главе рассматриваются вопросы проектирования противоэрозионных мер также
применительно к различным стадиям проектно-изыскательских работ. Автор показал, что допустимая
величина смыва во многом определяет затраты на почвозащитные работы, поэтому нормативные
значения допустимого смыва должны устанавливаться исходя не только из темпов почвообразования,
но и экономических возможностей общества.
Шестая глава посвящена дефляции. Она построена аналогично разделу эрозии — сначала рас¬
сматриваются факторы дефляции, приводятся схематические карты дефляционного потенциала ветра,
районирования территории бывшего СССР по внутригодовому распределению дефляционного
потенциала, почвозащитной способности основных полевых культур и т. д.
Автором предложено новое уравнение дефляции, основанное на идеях гидрофизической модели
эрозии. По данным натурных наблюдений определена удельная дефлируемость почв суглинистого и
глинистосуглинистого состава. К сожалению, эта работа не проделана для песчаных и супесчаных почв,
что сужает область применения нового уравнения дефляции. Завершается эта глава описанием ме¬
тодики картографирования дефляционноопасных земель и проектирования противодефляционных мер,
включая лесные полосы.
В заключение выскажем одно пожелание, касающееся учета фактора рельефа как регулятора и
инициатора эрозии в пределах водосборов. Традиционно во всех уравнениях эрозии роль рельефа
учитывается по двум показателям — уклон поверхности и длина склона. Автор рецензируемой работы
пытается учесть и роль формы поперечного и продольного профилей склонов, рассматривает
эрозионные различия между «рассеивающими» и «собирающими» склонами, вводя соответствующие
коэффициенты в эмпирическую модель эрозии. Однако этого недостаточно. В изменении в пространст¬
ве и во времени проявлений смыва и аккумуляции наносов немалую роль играет морфологическая
структура поверхности водосбора, степень ее дробности и контрастности. Видимо, эрозиоведам необ¬
ходимо найти способы учета и получения экспериментальных эмпирических показателей роли морфо¬
логической сложности (морфологической напряженности) рельефа. Эта работа может быть основана на
представлениях современной геоморфологии об элементарных морфологических единицах и морфо¬
логической структуре рельефа (А. Н. Ласточкин, Д. А. Тимофеев). При этом единица измерения степени
сложности морфологической структуры рельефа может быть получена путем деления числа элементар¬
ных единиц на площадь водосбора (или экспериментальной площадки, изучаемого склона). Полученные
таким путем количественные данные можно ввести в виде соответствующих коэффициентов (индекс
пространственной сложности рельефа) в любое эмпирическое уравнение эрозии.
В целом монография Г. А. Ларионова, в которой удачно сочетаются теоретические и прикладные
аспекты многофакторного анализа эрозионно-аккумулятивньЛ процессов, происходящих на водоразде¬
лах и склонах, представляет собой еще одно приближение к научному познанию причин и механизмов
водной и ветровой эрозии почв.
Д. А. Тимофеев, В. П. Чичагов
105

БЕРЕГА МИРОВОГО ОКЕАНА В СОВРЕМЕННОМ ОСВЕЩЕНИИ
В последние десятилетия все большее внимание уделяется изучению и освоению своеобразной
земной структуры — береговой зоны, которая располагается на стыке океана и суши. Здесь кон¬
центрируются население и производство, что вызывает ухудшение экологической обстановки преиму¬
щественно в связи с нерациональной деятельностью человека. К тому же современное глобальное
потепление климата, способствующее заметному повышению уровня Мирового океана, определило
почти повсеместное разрушение берегов как коренных, так и наносных. Это стимулировало развитие
учения о морских берегах, достигшего значительных успехов в нашей стране, где В. П. Зенковичем была
создана береговая научная школа.
Одним из центров отечественной береговой школы является географический факультет Московско¬
го университета. Коллективом известных ученых-береговедов МГУ недавно была создана обстоятель¬
ная сводка по морским берегам Мира \ Несколько ранее кратная глобальная сводка по берегам
Мирового океана была опубликована за рубежом и переведена вскоре на русский язык 1 2. Представляется
интересным произвести сравнительный анализ этих книг.
Огромный труд был предпринят австралийским географом Эриком Ч. Ф. Бёрдом, в глобальном
обзоре которого внимание акцентировалось на изменениях береговой линии за последнее столетие. Им
были использованы материалы, полученные от более чем 200 исследователей из 127 приморских стран,
а также свыше 400 литературных источников и результаты собственных исследований берегов в
различных странах. В монографии на 255 стр. текста приходится 94 иллюстрации, что существенно
дополняет содержание сводки. Книга открывается предисловием научного редактора перевода проф.
П. А. Каплина, высоко ее оценивающего, а также предисловием самого автора. Обширный материал
сжато излагается в трех главах, основной из них является центральная, посвященная региональным
сведениям об изменениях береговой линии. Ей предшествует вводная глава, в которой объясняются
причины создания монографии и перечисляются документальные источники, характеризующие изме¬
нения берегов. В заключительной главе рассматриваются особенности и типы изменений береговой
линии. Наряду со списком литературы приводятся список корреспондентов, указатель географических
названий, предметный указатель, занимающие 38 стр., т. е. около 15% объема книги.
Новейший информационный материал о всех берегах мира содержится в обширной региональной
главе (2-й), на которую приходится 2/3 научного текста. Основные данные об изменениях береговой
линии за последнее столетие сконцентрированы в 96 небольших разделах этой главы. Большинство
сведений приурочено к материковым береговым регионам, морфодинамические особенности которых
рассматриваются обычно в пределах отдельной страны или ее части. Значительно меньше места
отведено характеристике динамики островных берегов и совсем мало сказано о берегах Антарктиды, что
объясняется еще слабой изученностью таких берегов. При всей конспективности изложения во многих
случаях можно получить представление об эволюции и динамике описанных берегов. Особенно большое
внимание уделяется роли вдольбереговых потоков наносов, отмечается также влияние гидро¬
технических сооружений на формирование берегов.
В небольшой последней теоретической (3-й) главе произведена типизация изменений побережий с
геоморфологических позиций. Анализируя конкретный материал по изменению различных берегов,
автор приходит к важным выводам о соотношении процессов размыва и аккумуляции применительно к
отдельным типам берегов. Среди них различаются и кратко характеризуются берега: клифовые, ледя¬
ные и перигляциальных областей, поднимающиеся и погружающиеся, вулканические, оползневые,
дельтовые, аккумулятивные (особо размывающиеся песчаные), заболоченные; в заключение выделяют¬
ся и описываются искусственные берега.
Типологическое обобщение огромного материала, хотя далеко неодинакового в объемном и качест¬
венном отношениях, из-за неравномерной изученности берегов мира, дало возможность Э. Ч. Ф. Бёрду
выявить ряд исключительной важности закономерностей. Главнейшие из них заключаются в том, что в
последние десятилетия происходит глобальное отступание аккумулятивных берегов, свыше 70% кото¬
рых размываются с превышением ежегодного темпа отступания в 10 см, что наносит большой ма¬
териальный ущерб населению. Современное преобладание на берегах разрушительных процессов
определяется двумя группами причин — естественных (поднятие уровня Мирового океана) и антропо¬
генных (интенсификация хозяйственного освоения побережий). Это прежде всего приводит к дефициту
наносов в береговой зоне, что в дальнейшем скажется на усилении разрушительных процессов, все
более активно развивающихся на берегах. Такие знания необходимы для рационального использования
берегов Мирового океана в ближайшем будущем.
Таким образом, в монографии Э. Ч. Ф. Бёрда нашли отражение современные региональные и
теоретические проблемы глобальной геоморфологии берегов. Ее насыщенное научным материалом
содержание с приложением подсобных указателей позволяет использовать книгу не только в научных
целях, но и в качестве справочника. Являясь одним из первых глобальных обобщений по морфологии и
динамике берегов, монография направляет усилия ученых-береговедов на дальнейшую разработку
общетеоретических проблем геоморфологии морских берегов.
Такая сводка знаний о всех берегах мира создана группой московских береговедов. При ее
1 Каплин 77. А., Леонтьев О. К., Лукьянова С. А., Никифоров Л. Г. Берега. М.: Мысль,
1991. 479 с.— (Природа мира).
2	Бёрд Эрик Ч. Ф. Изменения береговой линии (глобальный обзор). Л.: Гидрометеоиздат,
1990. 255 с.
106

написании было использовано свыше 550 литературных источников (из них около 2/3 на иностранных
языках); приложен также указатель географических названий. В справочной сводке из шести глав
можно различать после предисловия три части, охватывающие: основы учения о морских берегах (глава 1);
региональные характеристики берегов океанов — Северного Ледовитого, Атлантического, Индийского,
Тихого и Южного (главы 2—6) и общетеоретические выводы (Заключение). Книга снабжена множеством
разнообразных иллюстраций (преимущественно в цветном исполнении). В связи с предназначением ее для
широкого круга читателей (тираж 70 тыс. экз.) глава 1, посвященная общим проблемам изучения морских
берегов, является необходимой. Важнейшие положения береговой науки излагаются на уровне современ¬
ного их состояния: гидродинамические факторы берегоформирования, береговые абразионные и аккуму¬
лятивные формы, типы морских берегов, морские террасы и вертикальные движения морских берегов.
Региональному описанию берегов отведена преобладающая часть сводки, составляющая почти 3/4
ее объема. Оно проводится по 68 береговым регионам, выделенным в пределах материков и материковых
островов, приуроченных к омывающим их океанам. Берега океанических островов не рассматриваются
из-за своеобразия и большого материала о них; по мнению авторов они требуют специального моно¬
графического описания. При этом региональные береговые характеристики были выполнены не на
сугубо геоморфологической, а на ландшафтно-геоморфологической основе (с использованием некото¬
рых экономических и экологических сведений). В соответствии с таким комплексным подходом осве¬
щение особенностей берегов каждого океана предваряется обзором природных условий берего¬
формирования, а также краткими сведениями о хозяйственном освоении побережья (с акцентом на
геолого-геоморфологические и гидроклиматические условия). Затем следуют довольно обстоятельные
географические характеристики обособленных крупных береговых регионов, в которых различаются
соподчиненные регионы. Например, в Беломорском береговом регионе рассматриваются берега: Канда¬
лакшский, Карельский, Поморский, Онежский, Летний, Зимний, Абрамовский, Копушинский. Подобная
конкретизация знаний о морских берегах позволяет использовать их описание для разработки ме¬
роприятий по рациональному берегопользованию.
В весьма кратком, но емком по научному содержанию «Заключении» содержатся общетео¬
ретические выводы. Убедительно показано, что береговая зона как взаимосвязанное целое из прибреж¬
ной и наземной ее частей является отдельным природным объектом. Главнейший берегоформирующий
фактор — морское волнение, результаты деятельности которого определяются прежде всего балансом
наносов береговой зоны. На это накладывается деятельность многих неволновых процессов — биоген¬
ных, химических, эоловых, устьевых и др. Подтверждается вывод Э. Ч. Ф. Бёрда о явном преобладании
процессов размыва на аккумулятивных берегах в последние десятилетия. Однако в отличие от него
главная роль в образовании аккумулятивных форм применительно к берегам океана отдается не
продольным, а поперечным перемещениям наносов. Другое отличие — рассмотрение географической
зональности береговых процессов и форм в ее взаимодействии с азональностью. Устанавливается, что
в настоящее время в общем преобладает относительное опускание берегов, что является новым суще¬
ственным выводом. В связи с важностью природной зональности типов морских берегов и берего¬
формирующих процессов приведена сжатая характеристика берегов по таким географическим поясам,
как арктический (антарктический), умеренный (северный и южный), субтропический (северный и
южный), тропический (северный и южный), субэкваториальный и экваториальный. Это имеет большое
научное и практическое значение.
Существенно, что отмеченные пространственные закономерности морских берегов подкреплены
обоснованием временных закономерностей их развития. Это отражено в рассмотрении основных этапов
развития береговой зоны в голоцене на фоне неодинакового повышения уровня Мирового океана,
начиная с позднеплейстоценового-раннеголоценового времени, когда проявила себя фландрская эвс-
татическая трансгрессия океана. К максимуму этой трансгрессии авторы относят начало формирования
наиболее крупных аккумулятивных форм — береговых и островных баров, которые расположены у
низменных прибрежных равнин; протяжение таких аккумулятивных берегов и поныне составляет
свыше 1/4 всех берегов мира. Делается обоснованный вывод, что самые крупные аккумулятивные
формы являются реликтами, поэтому в условиях современного подъема уровня океана и происходит
широко распространенный размыв аккумулятивных берегов. Следовательно, большинство этих берего¬
вых форм прошли стадию бурного роста. Указывается также, что время самых заметных изменений
абразионных берегов также осталось в прошлом, поскольку ныне в основном установилось равновесие
между расходуемой волновой энергией и противодействием горных пород размыву. Выявленные гло¬
бальные закономерности преобразования берегов отличаются своей доказательностью, хотя и могут
оспариваться в отдельных моментах голоценовой истории берегов мира.
Интерес представляют высказывания о рациональном берегопользовании, основанном на учете
морфодинамических закономерностей развития берегов в пространстве и во времени применительно к
различным отраслям хозяйства. Такие преимущественно геоморфологические закономерности рас¬
сматриваются во многих случаях на фоне природного ландшафта, т. е. в береговых исследованиях
применяется ландшафтно-геоморфологический подход. Для наиболее полного изучения и освоения
береговой зоны этого недостаточно, что признается авторами, которые подчеркивают в самом конце
книги необходимость комплексных физико-географических исследований. Прибавим к сказанному:
должна осуществляться географическая комплексность, обеспечивающая знания как по физической,
так и по социально-экономической географии морских берегов.
Таким образом, несомненным достоинством региональной монографии Э. Ч. Ф. Бёрда является
широкий охват берегов мира, приуроченных к материкам и островам всех типов (при лапидарности
изложения материала). Это позволяет получить довольно полную геоморфологическую информацию о
современных берегах Мирового океана, что важно, поскольку рельеф береговой зоны выступает в
общем ведущим компонентом ее природного комплекса. Для разработки же рациональных природоох¬
107

ранных мероприятий необходимы знания и о других компонентах берегового комплекса. Поэтому
характеристика берегов должна базироваться на комплексном физико-географическом районировании,
а не на описании их преимущественно по странам мира.
Возросшим требованиям рационального берегопользования в большей степени удовлетворяет спра¬
вочное издание московских авторов, так как районирование берегов отдельных океанов выполнено на
ландшафтно-геоморфологической основе — переходной к физико-географической. Представляется,
что для усиления комплексности регионального описания берегов следовало бы использовать зональ¬
ный принцип непосредственно в региональных главах, а не ограничиться рассмотрением природной
зональности берегов в общетеоретическом аспекте. Можно надеяться, что именно на зонально¬
региональной основе будет создана в ближайшем времени монография по берегам мира, в которой
найдет наиболее полное выражение взаимосвязанное сочетание знаний о их геоморфологии, физичес¬
кой и социально-экономической географии, столь необходимых для разработки мероприятий по
рациональному использованию морских берегов.
В. И. Лымарев
108

СОДЕРЖАНИЕ № 1—4, 1994
Ананьев Г. С. О пул ьса ционно- вол новой гипотезе развития рельефа континентов 3	3—13
Борисевич Д. В. Древние долины Западной Европы	4	. 3—11
Гросвальд М. Г. Друмлинные поля Новоземельско-Уральской области и их связь с
Карским ледниковым центром	   1	40—53
Литвин В. М. Оценка роли процессов денудации и аккумуляции в формировании
глобального рельефа Земли 	 3	22—28
Рейснер Г. И., Попова А. К., Чичагов В. П. Современная эндогенная обстановка
впадин внутренних и окраинных морей .	1	17—31
Сафьянов Г. А. Кафедре геоморфологии Московского государственного университе¬
та 50 лет 	  2	3—6
Свиточ А. А., Янина Т. А. Строение и развитие дельты Волги 	4	И—24
Симонов Ю. Г. Геоморфологическая школа Московского университета	2	6—15
Тимофеев Д. А., [Чернышев Е. П. 1 Изменения структуры стока и эрозии в преде¬
лах водосбора 	1	3—17
Ушаков С. А. Природа генеральных черт рельефа дна океана (кинематика плит,
рифтогенные хребты и трансформные разломы океанической литосферы) . .	3	13—22
Чалов Р. С. Геоморфологические проявления горизонтальных русловых дефор¬
маций на реках	1	31—40
Дискуссии
Лазаревич К. С. Земная поверхность и ее дискретизация	 4	25—28
Лоскутов Ю. И. Критические заметки по поводу статей Г. Ф. Уфимцева о генезисе
рельефа	 3	29—31
Экологическая геоморфология
Стурман В. И. О влиянии рельефа на загрязнение городской территории (на приме¬
ре г. Ижевска) 	 4	29—31
Яцухно В. М., Кузьмин С. И., Качков Ю. П. Эколого-геоморфологическое обосно¬
вание аграрного природопользования (на примере холмисто-моренного рельефа) 4	31—37
Основные направления научно-исследовательской работы
Ананьев Г. С. О развитии регионального и динамического направлений на кафедре
геоморфологии и палеогеографии Московского университета	2	16—25
Аристархова Л. Б. Нефтегазопоисковая геоморфология на географическом факуль¬
тете Московского государственного университета	 2	39—44
Лукашов А. А. Приоритетные направления анализа рельефа в связи с поисками и
эксплуатацией рудных месторождений	 2	44—50
Постоленко Г. А., Лебедев С. А. Геоморфологические исследования для поисков
россыпей. Методы, аспекты, результаты	   2	50—62
Симонов Ю. Г., Кружалин В. И., Симонова Т. Ю. От инженерной геоморфологии к
эколого-геоморфологическим исследованиям	  2	33—39
Хмелева Н. В. Экспериментальная геоморфология 	 2	25—33
Методика научных исследований
Невский В. Н. Количественная оценка активности склоновых геоморфологических
процессов в Южном Сихотэ-Алине 	1	54—61
Юрьев А. А,, Киршин А. В., Колычева Л. И. Опыт применения методов тренд-
анализа для поисков нефтегазоперспективных структур в области орогенеза (на
примере Байсунской впадины) 	1	61—70
Научные сообщения
Аксенов А. А., Нонин А. С., Щербаков Ф. А. К геоморфологии побережья Охотско¬
го моря к северо-востоку от г. Охотска	 4	38—44
Александров С. М. Нелинейность рельефообразующих процессов шовных зон	1	71—81
109

Ананьев Г. С., Ананьева Э. Г. Палеогеоморфологическое и палеогеографическое
значение сапролитовых кор выветривания для изучения рельефообразования
гор Южной Болгарии	 1	81—87
Антонов С. И., Голосов В. Н. Особенности использования балансового подхода при
стационарных исследованиях современных геоморфологических процессов в
речном бассейне 	  2	63—71
Аристархова Л. Б., Пряхина Е. А. Глубинное строение юга Прикаспийской
впадины по геоморфологическим и геофизическим данным	 4	44—51
Болысов С. И., Рубина Е. А. Современные геоморфологические процессы на
территории Московской области 	 3	42—48
Бредихин А. В., Панин А. В. Геолого-геоморфологический блок учебной ГИС: опыт
разработки и применения 	 2	86—94
Геворкян С. Г. К определению гидрологических характеристик древнего водного
потока, протекавшего в марсианской	долине	Нергал	4	51—58
Гурин А. Д., Лодина Р. В. Особенности русловых процессов и морфология русла
нижнего Витима			1	87—93
Дик И. П. Особенности рельефообразования и осадконакопления в Южной Якутии
на последних этапах ее развития	1	93—96
Ефремов Ю. В. Озерный морфолитогенез в горных районах 	 3	48—54
Ещенко Л. А., Шипилова Л. М. Низкочастотные волновые движения и их связь с
рельефом мелководий	 3	62—70
Зайцев А. А., Савцова Т. М. Скульптурный и аккумулятивный рельеф врезанных
русел рек Восточной Сибири и особенности его формирования	 4	58—64
Зайцев Г. А. Природосберегающая технология открытого способа добычи полезных
ископаемых 	 2	80—83
Зорина Е. Ф., Любимов Б. П., Никольская И. И., Прохорова С. Д. Количественная
оценка интенсивности овражной эрозии в бассейне Волги	 4	64—70
Каревская И. А., Лебедева Е. В., Куликов О. А. Тенденция кайнозойского мор-
фолитогенеза в Западном Приохотье 	 2	115—124
Клюкин А. А. Денудация склонов мышевидными грызунами в Крыму	 3	54—61
Лодина Р. В., Хакимов С. К., Чалов Р. С. Современный русловой аллювий больших
горных рек Западного Тянь-Шаня и их притоков 	 4	70—77
Лютцау С. В. Принципы расчленения речных долин на морфодинамические типы
при мелкомасштабном картографировании для инженерных целей (на примере
Подмосковья) 	 2	74—80
Маев Е. Г. Регрессии Каспийского моря (их место в четвертичной истории Каспия и
роль в формировании рельефа дна) 	 2	94—102
Махинов А. Н., Чалов Р. С., Чернов А. В. Направленная аккумуляция наносов и
морфология русла Нижнего Амура 	 3	70—78
Нуждин Б. В. Об интенсивности аккумуляции пойменного аллювия	1	96—100
Павлов И. Н. Морфология русел рек равнинной части Алтайского края	 3	78—85
Ребриев Е. Г. Типы русел рек бассейна верхнего Пура	 4	77—81
Рубина Е. А. Возможности использования рекультивируемого рельефа в рекре¬
ационных целях 	  2	83—86
Рычагов Г. И. Уровень Каспийского моря на рубеже XVIII—XIX веков	2	102—108
Сафьянов Г. А., Лукьянова С. А., Игнатов Е. И. Геоморфология и динамика берего¬
вой зоны Российского побережья Каспийского моря 	2	108—115
Спиридонов А. И. Энергия рельефа	2	71—74
Спиридонов А. И., Введенская А. И., Немцова Н. М., Судакова Н. Г. Комплексное
палеогеографическое и геоморфологическое районирование Московской
области	 3	32—42
Цыкин Р. А. Следы карбонатного карста Северного Таймыра	 4	82—85
Чичагов В. П. Деструктивный рельеф Гобийского пенеплена в Юго-Восточной
Монголии	 4	85—99
Рецензии
Гершанович Д. Е. Геоморфология шельфа на современном этапе	1	108—110
Гросвальд М. Г., Глазовский А. Ф. Первое руководство по гляцио-геологическим
исследованиям, созданное в России	 3	89—91
Лымарев В. И. Берега Мирового океана в современном освещении	4	106—108
Тимофеев Д. А., Чичагов В. П. Еще одно приближение к познанию эрозии почв .	4	104—105
Хроника
Уфимцев Г. Ф. Впечатления от поездки в Канаду на третью Международную гео¬
морфологическую конференцию 	 3	86—88
Филлипс Дж., Ренвик В., Трофимов А. М. Уроки Бингхамтонского симпозиума .	4	100—103
110

Юбилеи
Алексей Петрович Дедков	2	125—126
Петр Федорович Молодкин (к 70-летию со дня рождения) 	3	93
Сергей Кузьмич Горелов (к 70-летию со дня рождения) 	 3	92—93
Потери науки
Живко Спасович Гылыбов( 1908—1993)	  3	94—95
Памяти И. К. Рундквист	2	127
Памяти Сергея Сергеевича Воскресенского	1	111
Ян Крейчи (1907—1993)	 3	95—96
Уважаемые дамы и господа!
Вышла в свет книга Э. А. Лихачевой и Е. Б. Смирновой
«Экологические проблемы Москвы за 150 лет».
Авторы в увлекательной форме рассказывают об окружающей среде
города и ее компонентах, о проблемах, получивших название
экологических. Книга рассчитана на широкий круг читателей — от
школьников и учителей до специалистов — «градоведов»: геологов,
географов, санитарных врачей, строителей и работников
коммунальных служб. Содержит обзор обширной библиографии по
проблеме.
Объем — 15 п. л. Цена — 2 000 руб.
Книгу можно купить в отделе геоморфологии Института географии
РАН (1-ый Хвостов пер., 13. Телефон для справок 238-03-60).
ш

Главный редактор Д. А. Тимофеев
Редакционная коллегия:
О. М. Адаменко, А. М. Берлянт, Н. С. Благоволин (зам. гл. редактора),
В. Вад. Бронгулеев, Б. А. Будагов, А. П. Дедков, П. А. Каплин,
А. Н. Ласточкин, А. Н. Маккавеев (отв. секретарь), Ю. А. Павлидис, Г. И. Рейснер,
Ю. П. Селиверстов, Ю. Г. Симонов, Г, Ф. Уфимцев, Г. И. Худяков,
Р. С. Чалов, В. П. Чичагов
Зав. редакцией Е. А. Карасева
тел. 238-03-60
Технический редактор Т. Н. Смолянникова
Сдано в набор 17.08.94 Подписано к печати 11.10.94 Формат бумаги 70X100Vi6
Офсетная печать. Уел. печ. л. 9,1 Уел. кр.-отт. 4,6 тыс. Уч.-изд. л. 10,0 Бум. л. 3,5
Тираж 485 экз. Зак. 1582
112
Адрес редакции: 109017 Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 29
Институт географии РАН, тел. 238-03-60
Московская типография № 2 РАН, 121099, Москва, Шубинский пер., 6

Ф. СП I
Министерство связи СССР
сСоюзпечать»
газету
АБОНЕМЕНТ На Журнал' (иижекс издам**)
Количество
комплектов
на 19	г од но ч
I е с я а а м:
1
2
3
4
л1±
7
8
9
10
11
12
Куда |
(почтовый индекс)	(адрес)
Кому
(фамилия, инициалы)
ДОСТАВОЧНАВ КАРТОЧКА
газету
па журнал
(индекс издания)
(маимеиоваиие издании)
Стоа-
подписки
	руб.
	_КОП.
Количество
мость
Пере¬
адресовки
руб.
— КОП.
комплек*
гов.
Кому
ПВ
место
ли¬
тер
(фамилии, инициал м)

1010 р.
каталожная цена
450 р.
Индекс 70215
Уважаемые подписчики!
Журналы Российской Академии Наук можно выписать
в любом почтовом отделении России по каталогу
“Известий” Роспечати.
Обращаем Ваше внимание!
Подписку можно оформить также в редакции журнала.
Это избавит Вас от услуг почтового ведомства и
связанных с этим неудобств. Стоимость журнала
обойдется Вам в два - три раза дешевле!
Очередной номер журнала в этом случае будет ждать
Вас в редакции сразу же после выхода его из печати.
«НАУКА»