/
Text
Российская академия наук
ISSN 0435-4281
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
1998
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
ЖУРНАЛ ОСНОВАН
В 1970 ГОДУ
ВЫХОДИТ
МОСКВА 4 РАЗА В ГОД
АПРЕЛЬ-ИЮНЬ
No 2 -1998
РОССИЙСКАЯ
АКАДЕМИЯ
НАУК
СОДЕРЖАНИЕ
Бронгулеев В.Вад., Жидков М.П., Трифонов В.Г. Активные разломы и интенсивность экзогенных
процессов на Русской равнине 3
Литвин Л.Ф. Геоморфологические основания классификации эрозии почв 13
Дискуссии
Казанский Б.А. Роль принципов симметрии в геоморфологии 23
Зорина Е.Ф., Любимов Б.П., Тимофеев Д.А. Что же такое овраг? 28
Методика научных исследований
Ласточкин А.Н., Челпанов М.Ю. Результаты совершенствования содержания и легенды морфо¬
логической карты 34
Сидорчук А.Ю. Модель для расчета морфометрии стабильного оврага 43
Научные сообщения
Будагов Б.А., Ализаде Э.К. Формирование и дифференциация морфоструктур Азербайджана 53
Бутаков Г.П., Серебренникова И.А., Силантьев В.В. Высокие цокольные террасы в речных долинах
Волжско-Камского бассейна 59
Веретенникова М.В. Механизм овражной эрозии и динамика русловых форм 66
Зорина Е.Ф., Ковалев С.И., Никольская И.И. Подходы к типизации оврагов 75
Лебедева Е.В. Эволюция рельефообразующих процессов Западного Приохотья в кайнозое 81
Мусатов Е.Е. Палеодолины Баренцево-Карского шельфа 90
© Российская академия наук.
Отделение океанологии, физики атмосферы и географии.
Институт географии, 1998 г.
1
GEOMORPHOLOGY
RUSSIAN QUARTERLY
ACADEMY FOUNDED 1970
OF SCIENCES
MOSCOW
APRIL-JUNE
№ 2 - 1998
CONTENTS
Bronguleyev V.Vad., Zidkov M.P., Trifonov V.G. Active faults and intensity of exogenous processes on
the East-European Plain 3
Litvin L.F. Geomorphological basis of soil erosion classification 13
Discussions
Kazansky B.A. The concern of symmetry principle in geomorphology 23
Zorina E.F., Lyubimov B.P., Timofeyev D.A. What is a gully? 28
Methods of Research
Lastochkin A.N., Chelpanov M.Yu. Improvement of legend and content of geomorphological map 34
Sidorchouk A.Yu. Model for calculation of stabilized gully morphology 43
Short communications
Budagov B.A., Alizade E.K. Morphostructures of Azerbaijan: formation and differentiation 53
Butakov G.P., Serebrennikova I.A., Silantiev V.V. High socle terraces in the valleys of Volga-Kama basin . 59
Veretennikova M.V. Gully erosion mechanism and dynamics of channel forms 66
Zorina E.F., Kovalev S.I., Nikol’skaya I.I. Approaches to gully typification 75
Lebedeva E.V. Cenozoic evolution of relief formation in the West Priokhotie 81
Musatov E.E. Ancient valleys of the Barents and Kara seas shelf 90
2
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
JVo 2
апрель-июнь
1998
УДК 551.4.044:551.4.042(47-924.8)
© 1998 г. В.Вад. БРОНГУЛЕЕВ, М.П. ЖИДКОВ, В.Г. ТРИФОНОВ
АКТИВНЫЕ РАЗЛОМЫ И ИНТЕНСИВНОСТЬ
ЭКЗОГЕННЫХ ПРОЦЕССОВ НА РУССКОЙ РАВНИНЕ1
Введение
Роль разломов в строении и развитии рельефа земной поверхности трудно пере¬
оценить. Не говоря о крайних членах размерного ряда дизъюнктивов, таких, как гра¬
ницы литосферных плит, определяющие мегарельеф Земли, с одной стороны, и тре¬
щиноватость горных пород, контролирующая процессы выветривания, с другой, раз-
ломная тектоника обусловливает как плановый рисунок, так и высотные характери¬
стики многих мезо- и макроформ рельефа. Особенно велико влияние разломов в
горных странах, где оно подчас бывает доминирующим, но и на равнинах роль
разломов в организации рельефа нередко оказывается весьма существенной. Хорошо
известна зависимость от разломов рисунка речной сети [1, 2]. Во многих работах
обосновывается значительный вклад движений по разломам в неотектонические
деформации, в формирование современного поля высот и морфоструктурного плана
земной поверхности равнин [3-7].
Особый интерес представляет собой влияние разломов на экзогенные процессы
рельефообразования. Известно, что развитие многих из них в той или иной степени
контролируется системой разрывных нарушений. Рост оврагов, оползневые и карсто¬
вые явления, речная эрозия, а также ряд других процессов испытывают сильное
влияние разломов и трещиноватости, что подтверждается многочисленными регио¬
нальными исследованиями, в которых описаны конкретные формы и механизмы этого
влияния [2, 7-11]. Менее известны общие, макрорегиональные, закономерности связи
разломной тектоники и экзоморфогенеза. Какова в целом степень влияния разломов
на развитие экзогенных процессов? Каков их вклад в интенсивность, пространственное
распределение последних в пределах крупных, сравнительно однородных по тектони¬
ческому режиму, регионов? Насколько этот вклад различается в разнотипных
регионах? В данной работе сделана попытка, хотя бы отчасти, ответить на некоторые
из этих вопросов на примере Русской равнины - крупной платформенной равнины, для
которой имеются достаточно подробные данные по экзогенным процессам и разломам.
Методика
Очевидно, что в современном рельефе в первую очередь проявляются те разломы,
по которым происходили смещения в недавнем геологическом прошлом - в период
формирования рельефа. Опыт анализа таких разломов в целях сейсмического райони¬
рования, для поиска полезных ископаемых, при крупномасштабном строительстве
привел к формированию представлений об "активных разломах" [12] и "морфо¬
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект 95-05-15021).
3
структурных линеаментах" [13], принципы выделения которых, в особенности для
платформ, имеют много общего.
В настоящей работе использовалась Карта активных разломов Северной Евразии
масштаба 1 : 5000000 [14], точнее, ее макет на Европейскую часть бывшего СССР
масштаба 1 : 2500000. К активным разломам отнесены тектонические нарушения с
признаками смещений по ним за последние 100000 лет. При выделении активных
разломов использованы разнообразные геологические, геофизические и геоморфо¬
логические методы, в том числе повторные нивелирования, анализ сейсмичности, гео¬
термальных и газо-гидротермальных аномалий. В равнинно-платформенных странах
большую роль приобретают косвенные ландшафтно-геоморфологические индикаторы
молодых движений: изменения поперечного и продольного профилей речных долин
и состава их аллювия, показатели заболоченности, иногда выражаемые изменения¬
ми растительности, характер миграции озер и болот. Сложность доказательства
активности разломов и большие интервалы повторяемости землетрясений в таких
регионах привели к необходимости учитывать в их пределах разломы, нижняя
временная граница активности которых отодвинута до 700000 лет [15].
Из показателей экзогеодинамики для сопоставления с активными разломами были
выбраны глубина и густота эрозионного расчленения, интегральный показатель
интенсивности расчленения, численно равный произведению глубины на густоту,
интенсивность карстовых и оползневых явлений. Данные взяты с Карты экзогеодина-
мических факторов сейсмичности Восточно-Европейской платформы. Принципы со¬
ставления этой карты и использованные при этом материалы описаны ранее [16].
Балльная оценка интенсивности карстовых процессов выполнена А.Н. Маккавеевым и
Л.А. Некрасовой, оползневых - А.Г. Макаренко, которым авторы выражают
глубокую признательность.
Совместный анализ разломов и экзогеодинамики заключался как в непосредст¬
венном визуальном сопоставлении исходных карт, так и в оценке тесноты связи между
показателями с помощью коэффициента корреляции. Оцифровка полей глубины и
густоты расчленения, густоты сети разломов, так же как и упомянутые балльные
оценки были сделаны по единой сетке с ячейкой размером 20' X 30'. Для того, чтобы
получить пространственную картину связи между параметрами, был использован
прием вычисления коэффициента корреляции в скользящем окне. Этот способ позво¬
ляет выявить области с высокой корреляцией (если они существуют) даже при
условии, что в целом связь слабая или отсутствует. Радиус окна может быть выбран
равным большему или меньшему количеству ячеек в зависимости от требуемой
детальности картины. Нами использовался радиус равный 3 ячейкам.
Таким образом, с помощью корреляционного анализа в данной работе сравнивалось
лишь влияние раздробленности субстрата, без учета возможных смещений по
разломам, создающих перепады высот. Данные по таким смещениям малочисленны и
непредставительны для всей равнины в целом.
Результаты сопоставления
Глубина эрозионного расчленения. Сопоставление карт активных разломов и глуби¬
ны эрозионного расчленения показывает следующее. В целом, поля плотности
разломов и глубины расчленения плохо совпадают друг с другом (рис. 1). Особенно
заметно это несоответствие при сравнении юго-восточной части равнины с северо-
западной. В первой глубина расчленения в несколько раз больше, чем во второй,
однако плотность разломов в обеих частях примерно одинакова. Многие локальные
сгущения разломов также не соответствуют локальным экстремумам глубины
расчленения. Почти полное отсутствие связи подтверждается и очень малым
значением коэффициента корреляции: г = 0,11 для всей территории в целом (коли¬
чество точек 4200). Однако, при использовании метода скользящего окна обнаружи¬
вается ряд локальных зон повышенной корреляции. Так, сильная положительная связь
4
Рис. 1. Соотношение активных разломов с глубиной эрозионного расчленения
1 - изолинии глубины эрозионного расчленения в метрах (шкала значений: 10, 30, 70, 120, 180 м);
2 - замкнутые минимумы; 3 - активные разломы; 4 - граница рассматриваемой территории
между плотностью активных разломов и глубиной расчленения фиксируется в пре¬
делах Жежим-Парманецкой и северной части Валдайской возвышенностей (по схеме
изокоррелят, полученной с радиусом сканирующего окна, равным 3 ячейкам, г > 0,8),
в Мещерской и на юго-востоке Донской низменностей, в пределах возвышенностей
Ставропольской, восточного склона Приволжской и юго-западного склона Общего
Сырта (г > 0,5-0,6). В некоторых районах отмечаются и области с отрицательной
5
30° 36° 42° 48° 54° 60° 66°
Рис. 2. Схема локальных областей повышенной корреляции плотности активных разломов с глубиной
эрозионного расчленения
I - положительные изокорреляты (минимальное значение 0,4, шаг 0,1); 2 - отрицательные изокорреляты
(максимальное значение -0,4, шаг 0,1); 3 - граница рассматриваемой территории
связью, в которых, однако, коэффициент корреляции по абсолютной величине не
превышает 0,5 (рис. 2).
Данный результат не является неожиданным. Влияние разломов на глубину расчле¬
нения может заключаться либо в непосредственном увеличении амплитуд рельефа за
счет смещений по разломам, либо в усилении глубинной эрозии в ослабленных зонах.
Поскольку в пределах Русской равнины активность разломов и смещения по ним
довольно малы (по сравнению, например, с таковыми в горных странах или даже по
сравнению с амплитудами пликативных новейших деформаций на платформе), то и
вклад их в расчленение должен быть невелик. Отрицательная связь в локальных
участках может, вероятно, рассматриваться в большинстве случаев как случайная.
6
Однако, если раздробление коры в зоне концентрации разломов сопровождается не
дифференцированными подвижками, а общим погружением, последнее может вызы¬
вать аккумуляцию и выравнивание рельефа, что приведет к возникновению отри¬
цательной связи, отражающей в таком случае косвенное отрицательное влияние
разломов на глубину расчленения. В качестве примера можно привести слаборасчле-
ненную аккумулятивную низменность в нижнем течении р. Мезени, к которой
приурочены несколько разломов.
Несмотря на почти полное отсутствие непосредственной корреляции между
величинами глубины расчленения и плотности активных разломов, можно, тем не
менее, заметить, что отчетливо преобладающая диагональная (СВ и СЗ) ориентация
системы разломов находит определенное отражение в рисунке изолиний глубины рас¬
членения. Многие участки изолиний совпадают по простиранию с близко располо¬
женными разломами, которые как бы разделяют при этом территории с разной
глубиной расчленения. Довольно точное совпадение разломов с границами таких
районов фиксируется вдоль долины р. Сухоны (правый борт северо-восточного прости¬
рания выше г. Тотьма), в верховьях р. Ветлуги, вдоль Оки (ниже Серпухова), по
р. Дон (в районе Воронежа), вдоль субмеридиональных участков разломов севернее
Волги (вблизи меридиана Йошкар-Олы - 46 в.д.), и в некоторых других местах (рис.
I)2. Такое совпадение, по всей вероятности, может быть объяснено, как результат
зависимости глубины расчленения от абсолютных высот, поле которых достаточно
сильно контролируется системой разломов.
Густота расчленения. Можно было бы ожидать более тесной связи этого показа¬
теля с плотностью разломов, так как повышенная раздробленность субстрата вблизи
сгущений или пересечений разломов должна приводить к заложению более густой сети
водотоков. Однако результаты как непосредственного визуального, так и корреля¬
ционного анализа не подтверждают этих ожиданий. Коэффициент корреляции для
всей равнины, равный 0,02, свидетельствует о полном отсутствии связи в целом.
Можно выделить несколько районов, где сгущениям разломов отвечает повышенная
густота расчленения, хотя корреляция в их пределах слабее, чем для глубины
расчленения. Максимальные значения г (при том же радиусе окна) находятся в
интервале 0,6-0,7 на Валдайской возвышенности, в бассейне средней Оки (на стыке
Среднерусской возвышенности и Мещерской низменности) и в интервале 0,4-0,5 на
переходе от Приволжской возвышенности к Прикаспийской низменности, на юго-
восточном окончании Подольской возвышенности и на Ставропольской возвышен¬
ности.
Как и для глубины расчленения, в данном случае Ьстает вопрос о возможной слу¬
чайности таких зон. С одной стороны смысл прямой связи достаточно ясен, и если где-
то проявляется тесная корреляция между плотностью активных разломов и густотой
эрозионного расчленения, то существуют основания предположить непосредственное
влияние первой на последнюю. С другой стороны, при анализе карт бросается в глаза
тот факт, что практически все сгущения разломов (области их максимальной плот¬
ности) не сопровождаются максимумами густоты расчленения. Вместе с отсутствием
корреляции в целом это делает вероятным и допущение о случайном возникновении
областей заметной корреляции. Выбор той или иной трактовки результатов в
известной мере зависит от взглядов исследователя и уверенно может быть сделан
лишь в результате дополнительных более крупномасштабных исследований в районах
предполагаемой связи.
Авторы склоняются к первому предположению, которое отчасти подтверждается
частым совпадением зон прямой связи плотности разломов с глубиной и с густотой
расчленения. Но даже если принять неслучайность наблюдаемой корреляции в
отдельных районах, то скорее всего последняя является результатом косвенного
2 Некоторые региональные особенности, фиксируемые на исходных картах, плохо видны на приводимых
мелкомасштабных схемах.
7
влияния разломов, осуществляемого через абсолютную высоту местности, в создании
которой движения по разломам сыграли определенную роль и которая достаточно
заметно влияет на эрозионное расчленение.
С этой же причиной можно связать и некоторую согласованность рисунка и
изолиний густоты расчленения, хотя и проявляющуюся несколько слабее, чем для
изолиний глубины.
Что касается интегрального показателя интенсивности расчленения, то его соотно¬
шение с активными разломами в принципе таково же, как и его составляющих.
Коэффициент корреляции для всей равнины пренебрежимо мал (0,07), однако совпа¬
дение зон разломов с границами областей повышенной интенсивности расчленения
выражено ярче, чем отдельно для глубины или густоты.
Оползни. Переходя к описанию связи оползневого процесса с активными разломами,
отметим сразу же, что характер этой связи оказывается примерно таким же, как и в
случае показателей эрозионного расчленения. Общая корреляция интенсивности
оползней с плотностью разломов отсутствует (г = 0,06), но в отдельных районах
фиксируется достаточно тесная связь. Коэффициент корреляции достигает величины
0,5-0,6 на ряде возвышенностей Русской равнины: Ставропольской, Бугульминско-
Белебеевской, Приднепровской, Приволжской и на Тиманском кряже, а также в
долинах рек Сев. Двины, Вычегды. Не обнаруживается сколько-нибудь заметной
связи во многих областях максимального распространения оползней - в Молдавии, на
Среднерусской возвышенности и др. В то же время, в районах слабого развития этого
процесса часто отсутствуют и активные разломы, что приводит к возникновению
положительной корреляции.
В целом, оползни распространены на Русской равнине крайне неравномерно. Их
значительно меньше на северо-западе равнины - на территории последнего оледене¬
ния и на юго-востоке - в аридных районах Прикаспия, что абсолютно не соответст¬
вует распределению активных разломов (рис. 3). Такая же особенность, как указы¬
валось выше, характерна и для глубины расчленения. В то же время, как видно из
рис. 3, границы районов значительного распространения оползней в ряде случаев
совпадают с активными разломами, а сами районы до некоторой степени отражают
орографию равнины и, возможно, современную блоковую структуру земной коры
Восточно-Европейской платформы, в которой преобладают диагональные простирания
границ блоков.
В локальном плане оползни нередко приурочены к долинам рек. На прямолинейных
участках долин, сопровождаемых активными разломами, часто фиксируются скопле¬
ния оползней. Примерами могут^служить участки долин рек Сухоны и Вычегды, Сев.
Двины и Волги, Суры и Днепра, Оки и ее притоков - Зуши и Москвы.
В то же время, есть протяженные прямолинейные участки долин, сопровождаемые
многочисленными оползнями, но без активных разломов. К таковым относятся
широтный 50-й километровый участок долины Волги ниже Чебоксар, правобережье
Волги ниже Ульяновска, ряд прямолинейных долин С-3 простирания на юго-западе
Украины. Такие участки долин, вероятно, заслуживают особого внимания как
возможно связанные с активными разломами. Но необходимо отметить и то, что
описанный характер связи оползней с разломами указывает, скорее, на косвенное
влияние последних - по ним закладываются долины, которые и создают условия для
развития оползней.
Области отрицательной связи между интенсивностью оползней и плотностью
разломов, так же как и в предыдущих случаях, плохо поддаются интерпретации и мы
их не рассматриваем.
Карст. Распространение карста определяется прежде всего наличием карстующихся
пород. Поэтому корреляция интенсивности карстопроявлений с плотностью активных
разломов проводилась только в пределах областей распространения карстующихся
пород, так как вне их это вообще не имеет смысла. В целом, корреляция практи¬
чески отсутствует (г = 0,07), хотя в отдельных районах она фиксируется достаточно
8
Рис. 3. Соотношение активных разломов с интенсивностью оползневых процессов
1 - изолинии интенсивности оползневых процессов в баллах; 2 - замкнутые минимумы; 3 - активные
разломы; 4 - граница рассматриваемой территории
уверенно: например, в Среднем Приуралье и на Приволжской возвышенности
г достигает 0,7.
Непосредственное сопоставление карстовых форм (их групп, карстовых участков,
районов) с разломами по исходным картам показывает существование определенной
приуроченности их друг к другу (рис. 4). Разломы нередко определяют границы
областей различной интенсивности карста и в ряде случаев совпадают с линейными
9
Рис. 4. Соотношение активных разломов с интенсивностью карстовых процессов
1 - изолинии интенсивности карстовых процессов в баллах; 2 - замкнутые минимумы; 3 - активные
разломы; 4 - граница рассматриваемой территории
зонами карстовых форм. Границы областей имеют преимущественно СЗ и СВ про¬
стирания, реже субмеридиональное и субширотное. Эти простирания в первую
очередь определяются особенностями геологического строения платформы и неотек-
тоническими движениями, с которыми активные разломы находятся в тесной связи.
Хотя приуроченность цепочек карстовых форм к разломам, зонам трещиноватости
неоднократно отмечалась в региональных исследованиях [8, и др.], совпадения карсто-
10
вых форм, с активными разломами, анализируемыми в данной работе, встречаются
далеко не часто, несмотря на многочисленность карстовых форм, в том числе и
образующих протяженные прямолинейные цепочки.
К примерам такого совпадения можно отнести приуроченность карстовых провалов
и воронок на левом борту СВ участка долины Сухоны к разлому того же простирания,
серии карстовых провалов расположенных юго-восточнее Арзамаса к проходящему
здесь разлому СЗ простирания. Многочисленны подобные примеры в Приуралье.
Однако наблюдается и множество случаев отсутствия такой приуроченности. Напри¬
мер, в нижнем течении Западной Двины ее долина на участке северо-западного
простирания сопровождается карстовыми формами, хотя никаких разломов, в том
числе и активных, здесь не известно. Аналогична ситуация с цепочкой карстовых
форм СВ простирания, расположенных к северу от города Мурома, в центре Русской
равнины и многие другие.
Данный результат отнюдь не противоречит тому факту, что карст активно раз¬
вивается в зонах усиленной циркуляции подземных вод, которой способствует
повышенная трещиноватость и проницаемость горных пород. Вероятно, те разломы,
которые отнесены к категории активных, составляют лишь незначительную часть
всей системы дизъюнктивных нарушений, при включении которой в анализ, кор¬
реляция оказалась бы значительно выше. Тем не менее этот результат интересен, как
свидетельство крайне ограниченной, в целом, роли активных современных разломов в
карстообразовании на равнине.
Заключение
Общий итог данного исследования можно сформулировать следующим образом.
Влияние активных разломов, показанных на карте масштаба 1 : 5000000, на экзо¬
генные процессы (эрозию, оползни, карст) в пределах Русской равнины невелико. Оно
проявляется лишь в отдельных регионах и в большей степени выражено в совпадении
простираний разломов и морфоскульптурных элементов рельефа, чем в тяготении к
зонам разломов наиболее интенсивных проявлений экзоморфогенеза. Вклад учтенных
при сопоставлении активных разломов в интенсивность экзогенных процессов в целом
весьма мал и составляет величину порядка 1%3.
Этот вывод нуждается в пояснениях. Прежде всего обращаем внимание на то, что
для охвата всей территории Русской равнины нам пришлось использовать довольно
мелкий масштаб карт и сравнительно грубые количественные оценки сопоставляемых
параметров.
Из-за мелкого масштаба карты активных разломов мы вынуждены были показать
на ней лишь часть закартированных активных нарушений, а именно те, которые в
данном регионе наиболее отчетливо выражены в современном рельефе. Поэтому
насыщенность такими разломами разных частей Русской равнины оказалась соизме¬
римой, несмотря на различную густоту разломов, выделенных на более детальных
исходных картах. Соответственно в значительной мере пропала связь густоты
разломов с общей интенсивностью эрозионного расчленения того или иного большого
участка равнины. К тому же на мелкомасштабной карте многие детали неизбежно
терялись, тогда как влияние разломов сказывается более всего именно на изменениях
процессов в узких приразломных зонах. Для учета подобных эффектов, как и различий
крупных участков Русской равнины по интенсивности активного разломообразования,
необходимы более крупномасштабные исследования.
Следует иметь в виду еще два обстоятельства. Во-первых, использованная карта
активных разломов платформы не является окончательной. Для многих районов она
может быть в дальнейшем уточнена или изменена. Во-вторых, на интенсивность
экзогенных процессов могут оказывать влияние и более древние разломы, например,
3 Квадрат коэффициента корреляции соответствует доли дисперсии, обусловленной данным
"управляющим" признаком (здесь - это плотность разломов), выраженной в процентах.
11
активные на дочетвертичных стадиях новейшего этапа, в раннем кайнозое или
мезозое.
Несмотря на указанные ограничения для сопоставления исходных данных, в ряде
районов выявлена достаточно тесная связь плотности разломов и показателей интен¬
сивности экзогенных процессов. Дополнительные детальные исследования в таких
районах были бы весьма интересны, так как могли бы подтвердить неслучайность
такой корреляции и вскрыть ее причины, например, повышенную активность раз¬
ломов.
В нашей работе не производилась количественная оценка влияния разломов на
плановый рисунок областей развития тех или иных экзогенных процессов. Как
показало их визуальное сопоставление, такое влияние несомненно присутствует, хотя
нам кажется, что речь должна идти не столько о непосредственном влиянии, сколько о
косвенном - через создаваемые при участии разломов положительные и отрицатель¬
ные формы рельефа. Особенно показательна в этом смысле выявленная во многих
районах и отмеченная выше роль активных разломов как границ областей с разной
интенсивностью эрозионного расчленения, распространения оползней и карста.
Итак, выполненные сопоставления показали, что влияние разломов на измен¬
чивость рассмотренных экзогенных процессов и экзоморфогенез равнины существует,
но невелико и отнюдь не является решающим по сравнению с другими тектони¬
ческими, климатическими и, вероятно, антропогенными факторами. Наши исследова¬
ния не дают оснований полагать, что этот основной вывод принципиально изменится
при уточнении и детализации исходных данных.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Морфоструктурный анализ речной сети СССР. М.: Недра, 1979. С. 244-249.
2. Collina-Girard J., Griboulard R. Le reseau de drenage comme marqueur structural: application au plateau de
Valensole (Alpes de Haute Provence) // Bulleten de l'lnstitute de gelogic du Bassin dAquitaine. 1993. No 53,
p. 65-76.
3. Гласко М.П., Ранцман Е.Я. Географические аспекты блоковой структуры земной коры // Известия
Академии наук СССР. Серия географическая. 1991. № 1. С. 5-19.
4. Гласко М.П., Ранцман Е.Я. О морфоструктурных узлах - местах активизации современных рельефо¬
образующих процессов // Геоморфология. 1992. № 4. С. 53-61.
5. Жидков М.П. Морфоструктурные линеаменты и узлы горных территорий (на примере Малого Кавка¬
за) // Развитие рельефа и динамика литосферы. М.: Наука, 1994. С. 56-71.
6. Бронгулеев В.Bad. Соотношение рельефа с элементами глубинного строения земной коры // Морфо-
структура и морфоскульптура гор и общие закономерности строения рельефа СССР. М.: Наука, 1986.
С. 147-154.
7. Ласточкин А.Н. О формах проявления разрывных нарушений в рельефе Западно-Сибирской равнины и
структурно-геоморфологический метод их обнаружения // Известия Всесоюзного географического
общества. Том 103. Вып. 1. 1971. С. 48-56.
8. Чикишев А.Н. Карст Русской равнины. М.: Наука, 1978. 191 с.
9. Кюнтцель В.В. Закономерности оползневого процесса на Европейской территории СССР и его
региональный прогноз. М.: Недра, 1980. 312 с.
10. Билинкис Г.М. Неотектонические предпосылки формирования оползней Молдавии // Геоморфология.
1990. № 2. С. 76-78.
11. Жидков М.П. Особенности рельефа зон разломов разных кинематических типов // Развитие рельефа и
динамика литосферы. М.: Наука, 1994. С. 71-74.
12. Трифонов В.Г. Особенности развития активных разломов // Геотектоника. 1985. Т. 19. № 2. С. 16-26.
13. Ранцман Е.Я. Места землетрясений и морфоструктура горных стран. М.: Наука, 1979. 171 с.
14. Карта активных разломов Северной Евразии. Масштаб 1:5000000. Отв. ред. В.Г. Трифонов. Москва,
1995 г.
15. Трифонов В.Г., Кожурин А.И., Лукина Н.В. Изучение и картирование активных разломов // Сейсмич¬
ность и сейсмическое районирование Северной Евразии. Вып. 1. 1993. М.: ИФЗ РАН. С. 196-206.
16. Бронгулеев В.Вад., Благоволин Н.С., Денисова Т.Б. и др. Некоторые особенности современной экзо¬
геодинамики Русской равнины и вопросы ее картографирования // Геоморфология, 1997, № 3. С. 42-50.
Институт географии РАН,
Геологический институт РАН
Поступила в редакцию
15.09.97
ACTIVE FAULTS AND INTENSITY OF EXOGENOUS PROCESSES
ON THE EAST-EUROPEAN PLAIN
V.Vad. BRONGULEYEV, M.P. ZIDKOV, V.G. TRIFONOV
Summary
Correlation between active faults and exogeodynamic processes at the East-European Plain are analysed. The
intensity of karst, landslides and erosoinal dissection appear to be almost independent of fault's density - the impact of
the active faults in the variability of the processes doesn't exceed several percents. More distinct correspondence may be
seen when analysing the strikes of the faults and configuration of different intensity regions. Their boundaries are to
some extent controlled by active faults.
The influence of active faults' density on the exogeodynamics, though valuable in several local regions of the Plain,
is small on the whole in comparison to other tectonic and climatic factors.
УДК 551.4.311.21
© 1998 г. Л.Ф. ЛИТВИН
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ОСНОВАНИЯ КЛАССИФИКАЦИИ
ЭРОЗИИ ПОЧВ
"Вершителем эрозионных судеб" называл рельеф С.С. Соболев [1], но эрозия почв
и рельефообразующий процесс - наиболее мощный из всех склоновых процессов на
освоенных человеком равнинах [2]. По нашим расчетам, только с пахотных склонов
России ежегодно смывается 540-560 млн. т минерального субстрата. Одна из главных
задач эрозиоведения, имеющая непосредственный интерес для палеогеографии и
геоморфологии, - количественная оценка поверхностной склоновой эрозии [3] с учетом
как собственно процессов смыва, так и транспорта - аккумуляции наносов. Эта
проблема не может быть решена без разработки общей классификации эрозии почв и
усовершенствования ее понятийного аппарата и терминологии.
При разработке классификаций необходимо определение объема самого понятия
"эрозия почв" (ЭП), места процессов водной эрозии почв в ряду других почворазру¬
шающих экзодинамических процессов, в частности, в ряду водно-эрозионных процес¬
сов. Чаще на начальных этапах исследований ЭП [4, 5], но и до сих пор [6], в ЭП
включали не только различные водно-эрозионные, но и многие другие почворазру¬
шающие процессы, так или иначе связанные с изменениями водного режима склонов
(солифлюкцию, оплывание, суффозию).
В большинстве классификаций процессы овражной эрозии рассматриваются сов¬
местно с процессами поверхностной склоновой эрозии как категории водной ЭП [6-9].
В основе такого подхода лежат справедливо критикуемые [10] взгляды о невоз¬
можности деления явлений при постепенности их взаимопереходов, а главное, сообра¬
жения о единстве объекта разрушения - почвы. Действительно, переходные формы
от нижних звеньев микрорусловой склоновой сети к "настоящим" оврагам - промои¬
ны - широко рспространены, и чисто морфометрические показатели (глубина, длина)
не могут быть основанием деления. Однако имеется и масса генетических критериев:
принципиальные различия гидролого-гидравлических характеристик потоков [10],
разное соотношение водно-эрозионных и склоновых процессов в образовании самих
форм, время существования и ландшафтно-геоморфологические последствия. Что
касается хозяйственной практики, то ущерб причиняемый оврагами землям, как
пространственному ресурсу, не менее важен, чем ущерб почвенному плодородию.
Таким образом, представляется обоснованным, как это сделано [10, 11], выделение
овражной эрозии в самостоятельную категорию водной эрозии суши.
13
Сейчас наиболее распространено понимание водной ЭП как процесса "смыва и
размыва почвы поверхностным стоком временных водных потоков" [8, с. 18], характер
которых "определяется законами движения этих потоков, зависящим от их водности и
характеристик подстилающей поверхности" [11, с. 9]. С добавлением к характе¬
ристике потоков определения "склоновые пластовые и струйчатые", подразумевается
неразрывность смыва, транспорта и аккумуляции наносов, это определение может
считаться исчерпывающим по отношению к собственно процессам ЭП.
Однако эрозию почв можно рассматривать и как географическое явление, при
участии которого происходит формирование рельефа, почв и ландшафта в целом.
Процессы поверхностной эрозии полностью (механизм, распространение, интенсив¬
ность) преобразованы хозяйственной деятельностью и в то же время стали заметным
социально-экономическим фактором. С этой точки зрения внутреннее деление эрозии
почв, с подобным многим явлениям принципиально единым для всех вариаций меха¬
низмом развития, возможно лишь на основании комплекса признаков, включающего
как природные, так и антропогенно-преобразованные условия и качества.
Общие классификации эрозии почв объединяются по главным принципам их
основания в три группы: морфогенетические, гидромеханические и ландшафтно-гене¬
тические. В первом случае основанием служит принцип соответствия морфологии и
морфометрии форм рельефа особенностям механизма рельефообразующих процессов
[8, 12 и др.]. Появление данных о гидролого-гидравлическом режиме склоновых
потоков позволило основать классификацию непосредственно на этих свойствах [11].
Среди "поверхностно-склоновых" процессов выделяются: эрозия разбрызгивания, по¬
верхностная и струйчатая, а два последних вида делятся на поверхностно-мелко¬
струйчатый смыв, ливневый поверхностный смыв, струйчатый размыв и ливневый
струйчатый размыв [11].
Во всех случаях ЭП рассматривалась в качестве физического процесса, и при этом
оставалось за скобками, а иногда и прямо отрицалось влияние на него природно-антро¬
погенных условий на качественном уровне [6, 8], Так, В.П. Лидов [6, с. 9] считал, что
"дробное подразделение эрозионных явлений (на антропогенные, естественные,
сельскохозяйственные и т.д. - Л.Л.), не вносит ясности в вопросы механизма этих
процессов и мер борьбы с ними".
Противоположная точка зрения, существовавшая с самого начала исследований ЭП
[1, 13 и др.] была сформулирована и обоснована Д.Л. Армандом [7, 14], предложившим
первую ландшафтно-генетическую классификацию водной эрозии почв. Признавая
единство физических законов развития эрозионных процессов и форм рельефа, он
подчеркивал, что в зависимости от технологии использования земель "они в ряде
случаев имеют и свои особенности: располагаются на разных элементах рельефа,
вырабатывают различный профиль, образуют сеть той или иной конфигурации" [7,
с. 8]. Среди антропогенных процессов выделено семь видов эрозии: земеледельческая,
пастбищная, вызванная прокладкой дорог, горными работами, строительством, "очаги
эрозии на территории населенных пунктов и эрозия, вызванная военными дейст¬
виями".
Опыт создания макета общей классификации эрозии почв, опять-таки в единстве с
овражной, на основе анализа полного комплекса факторов-признаков (генетических,
пространственных, следственных и т.д.) был предпринят В.Н. Петровым [9]. Мето¬
дические достоинства этой разработки очевидны, но антропогенные факторы в макете
оказались отграниченными от природных, что неверно по сути. Сплошная распашка
степей в ЦЧО и на юге Западной Сибири дала, как известно, совершенно разный
эрозионный эффект.
Современная эрозия почв - это природно-антропогенное явление, ядром которого
служат процессы поверхностного смыва почв и грунтов на склонах, а технологические
и социально-экономические аспекты хозяйственного использования земель имеют не
меньшее значение для механизмов, динамики территориального распределения и ланд¬
шафтных последствий этих процессов, чем весь комплекс природных факторов.
14
Действительно, антропогенные преобразования "подменили” сам объект воздейст¬
вия поверхностно-склонового смыва - почву. Сейчас в классификацию почв на высо¬
ких таксономических уровнях вводятся многочисленные категории антропогенно-изме¬
ненных почв и антропогенных почвоподобных образований: агроземы, антропоземы,
реплантоземы, турбированные, зоомодифицированные, в том числе и почвы пастбищ,
и т.д. [15, 16 и др.]. Как видно уже из самих названий таксонов "новые почвы" тесно
привязаны к определенным технологиям использования земель (ТИЗ). Но для ЭП не
менее значимы и краткосрочные антропогенные изменения плотности, агрегиро-
ванности, водопроницаемости и противоэрозионной стойкости почвы [17-19].
Масштабы и значение для ЭП антропогенных преобразований растительного
покрова не нуждаются в особом обсуждении, ибо они и породили актуальность всей
проблемы. Воспроизводство и отчуждение биомассы являются целью сельского и
лесного хозяйства и сопрождаются характерными преобразованиями и динамикой поч¬
возащитной способности растительного покрова, не имеющими природных аналогов.
В меньшей степени затронуты атмосферные осадки, но следует отметить,
например, связь типов хозяйственного использования земель с водным балансом скло¬
нов, распределением снежного покрова, динамикой влажности почв и т.д., а влиянию
отдельных технологий на поверхностный сток посвящена обширная литература.
Социально-экономические условия управляют всеми антропогенными преобразова¬
ниями факторов и процессов ЭП. Яркий пример такого управления - изменение интен¬
сивности и пространственного распределения эрозионных процессов в Европейской
части России после 1861 г. [1].
В отношении антропогенных преобразований рельефа можно сказать, что каждой
технологии использования земель присущ "собственный" рельеф с характерными
морфометрическими параметрами, пространственной структурой и морфосистемными
отношениями. Это обусловливается как требованиями к рельефу самой ТИЗ (выбо-
рочность освоения территории), так и сопутствующими и/или целенаправленными
преобразованиями форм земной поверхности.
Тип ТИЗ обусловливает не только определенные преобразования факторов и
процессов ЭП, но и очень тесные пространственно-временные связи этих преобразо¬
ваний, создавая эффект эмерджентности, определяющий качественный характер
изменений процессов ЭП. В связи с этим кажется правомерным и удобным
употреблять название технологий для обозначения таксонов ЭП (земледельческая,
селитебная и т.д.), как это делается в классификациях ландшафтов. За каждым
"знаковым" обозначением кроются вполне определенные свойства отдельных групп
факторов, которые служат основаниями для обособления таксона. Среди геоморфоло¬
гических оснований наиболее существенными представляются следующие: 1. Харак¬
тер и степень выборочности использования форм и элементов рельефа, определяе¬
мые требованиями технологии. Основные критерии - диапазон морфометрических
параметров пригодных для конкретного использования склонов, а также положение
угодий, строительных площадок и т.п. в морфосистеме склона (в катене). 2. Характер
преобразований рельефа, в том числе и динамика геометрии и строения склонов,
вызванные требованиями технологии или обусловленные ее применением. Прежде
всего параметров, непосредственно отвечающих за концентрацию стока и скорость
стекания (шероховатость поверхности, уклоны и длина линий стока), а также и водно¬
физических свойств грунтов, слагающих склон. 3. Преобразования и свойства водно¬
эрозионных склоновых морфосистем, или эрозионных геосистем, по [11]: а) изменение
формы склоновых водосборов, заключающееся в разрыве целостности естественных
водосборов (фрагментации), их искусственном объединении (конструировании), изме¬
нении основного направления стока, что влечет за собой территориальное перерас¬
пределение ареалов смыва и аккумуляции на склоне, влияет на доставку наносов в
гидросеть, определяет характер эрозионной структуры почвенного покрова; б) струк¬
тура склонового стока и соотношение различных типов процессов эрозии (эрозии
15
Характер и степень преобразования факторов
СХЕМА КЛАССИФИКАЦИИ
ВОДНАЯ
А
Си
О
н
<
е
*
<
а:
со
S
От
С
весь
комп¬
лекс
ЕСТЕСТВЕННАЯ
1
1
у £
s ев
п о Ч
"SO
So»
■|
111
ell
if
i5f
Феноменаль-
ных вод*
ПРИРОДНО-
Талая
Ливневая
X А
§5
|г
ГГ т
jc
pz
J-
.1
1
а
степных
ландшафтов
v Э
К Sf
3
Чг
d
V
LT
Q.X
II
| 5
3 5
ц
S.*
4> О
6 а
j-L
JL
□C
71
X
3«
• о
1*
X _
i§
|s
X
Si
ч о
i
I
I
Sg
К
S3
i
cu
о
I1
i
i
nd
zd
Чг
U
о «
IS
Л «
о <в
х а
Т о
Талая
|
i
Тало-сбросных
вод
Тало-возвратных
вод
i
1
Sec
а
е- *
с 4>
6 *
Е~ГП
И _Г
I *
it
|1
•Is
S 5
2 x
8 x
I O
О S
x a-
l|
E5
2
6 £
C u
6 as
s b «
8-i.g
If’g
X О
n
ИНТЕ
ДОПУСТИМАЯ
агроравновесная
*воды экзотического генезиса - спуск озер, снеготаяние при извержениях и т.п.
разбрызгивания, микроручейковой, плоскостной); в) пространственная структура мик-
рорусловой сети на склоне и характеристика стабильности ее планового положения, от
которых зависит интенсивность процессов эрозии - аккумуляции, возможность и
скорость перестройки микрорусловой сети в промоино-овражные формы, характер
эрозионной структуры почвенного покрова и эрозионных преобразований рельефа.
Перечень геоморфологических оснований можно расширить, но и в таком составе
они могут быть конкретизированы лишь для основных фоновых типов ЭП из-за разной
степени их изученности.
На первой ступени классификации ЭП разделяется на три категории: естествен¬
ную, природно-антропогенную и антропогенную, по наличию / отсутствию и полноте
комплекса "пороговых" для процессов ЭП антропогенных преобразований основных
16
ЭРОЗИИ почв
нсивность СМЫВА
интенсивность
почвообра¬
зования
УСКОРЕННАЯ
нормативная
катастрофическая
факторов и условий. Общий энергетический критерий разделения экзодинамических
процессов на природные и антропогенные [20] справедлив, но недостаточен, так как
пороговые изменения факторов, после которых наблюдается качественный скачок в
функционировании процесса, не всегда требуют заметных энергетических затрат.
Естественная (геологическая [21]) ЭП проявляется в условиях, когда основные
факторы либо не затронуты деятельностью человека, либо антропогенные преобразо¬
вания не достигли пороговых величин. Природно-антропогенная ЭП характеризуется
обязательными пороговыми преобразованиями растительности, почв и часто рельефа
при естественном режиме атмосферных осадков и связанных с ними вод (но не
параметров поверхностного стока). И, наконец, ЭП может считаться антропогенной,
когда и поступление воды на склоны вызвано хозяйственными нуждами или авариями,
т.е. все условия смыва-аккумуляции преобразованы.
17
Генезис атмосферных осадков и поверхностных вод - первичных генетических
источников всех процессов ЭП - служит определяющим основанием второй клас¬
сификационной позиции. Тип осадков непосредственно влияет на сам механизм по¬
верхностного смыва [10, 22, 23]. Сезонность поступления осадков обеспечивает
жесткую связь их генезиса с контрастными сезонными состояниями всех остальных
факторов-условий ЭП. Во взаимосвязях осадки - рельеф классифицирующей может
служить разнонаправленность влияния эоловой экспозиции склонов на перераспре¬
деление жидких или твердых осадков. Морфологическая выраженность рубежей стока
определяет эффективность почвенно-эрозионных проявлений вторичных сбросных
вод. Эрозионная деятельность возвратных вод приурочена к сети водороин, где после
талого стока они перемывают наносы в микроруслах, а во время ливней способствуют
образованию микроселевых потоков [24].
Общее основание следующей ступени классификации - наличие, характер и
специфика пороговых антропогенных преобразований и "аномальных" природных
преобразований факторов-объектов ЭП (почвенно-растительного покрова и рельефа).
Класс естественной ЭП разделяется на два типа (схема). Первый приурочен к
неосвоенным землям и угодьям, где антропогенные преобразования факторов-условий
не достигли пороговых значений, например, сенокосы в зонах достаточного увлаж¬
нения или рекреационные территории. Количественные оценки смыва на таких землях
[22, 24-26] свидетельствуют, что ЭП ненарушенных земель зависит от ландшафтно¬
зональных условий.
Внутреннее деление второго типа определяется характером нарушения почвенно¬
растительного покрова экзодинамическими рельефообразующими процессами. Имеют¬
ся ввиду природные и антропогенно-спровоцированные процессы либо "случайные" для
данного ландшафта, либо периодичность проявления которых сопоставима со време¬
нем формирования почвы. Это - оползание, сплывание, быстрая солифлюкция, обру¬
шение речных берегов. На таких участках склонов формируется сеть стабильных в
плане микрорусел, транспортирующих наносы смешанного генезиса. Названия подти¬
пов отражают ведущий геоморфологический процесс, послуживший импульсом
преобразования условий ЭП, но подразумевается весь комплекс изменений факторов с
ним связанный. Так, быстрая солифлюкция полностью уничтожает растительный
покров и не имеет ограничений по длине и крутизне склонов [27]. Диапазон крутизны
оползневых склонов гораздо уже, а почвенно-растительный покров разрушается здесь
лишь частично.
В классе природно-антропогенной ЭП наиболее изучена земледельческая эрозия
(ЗЭП) (схема). Основные антропогенные воздействия - периодическая обработка
(турбирование) почвы и культивирование растительности с регулярным отчуждением
биомассы. ЗЭП характеризуется рядом специфических свойств рельефа и склоновых
морфосистем, которые присущи только этому типу эрозии.
Технические возможности ограничивают максимальную крутизну пахотных склонов
12-15°, а в зонах избыточного увлажнения по условиям дренажа ограничена и
минимальная крутизна. Благодаря выборочное™ освоения можно говорить об особом
"рельефе обрабатываемых земель". По своим морфометрическим параметрам и виду
их статистического распределения он отличается от общего рельефа местности, хотя
и закономерно связан с его орографией и даже генезисом [28]. Выборочное™ и
требования технологии по ограничению площади полей приводят к сокращению длины
линий стока и, главное, к разделению склоновых морфосистем (склоновых водосборов,
систем элементарных склонов, элементарных морфологических единиц [29]) на
отдельные фрагменты антропогенными рубежами стока (кюветы, насыпи, дороги,
лесополосы). Фрагментизация водосборов "разрывает" потоки наносов и приводит к
пространственному перераспределению зон эрозии и аккумуляции, а при стабильности
местоположения рубежей стока к изменению высотных отметок поверхности и даже
формы мезосклонов.
Уникален и нанорельеф обрабатываемых земель - ритмичное чередование линейно
18
вытянутых динамично ориентированных неровностей с максимальными относитель¬
ными превышениями до нескольких десятков сантиметров. Значение пахотного на¬
норельефа для концентрации склонового стока общеизвестно, но не менее важно и
изменение ориентировки. В зависимости от различных сочетаний направления обра¬
ботки и падения склона здесь формируются квазипараллельные, квазиортогональные
или древовидные сети микрорусел. От структуры сети в свою очередь зависят и
общая интенсивность смыва, распределение смыва - аккумуляции внутри водосбора,
соотношение процессов руслового смыва с регрессивным смывом на микроуступах и с
эрозией разбрызгивания. Таким образом, изменение направлений обработки -
необходимый агротехнический прием - вызывает дополнительную ’’хаотичную"
пространственно-временную вариабельность интенсивности эрозии. (Непредсказуе¬
мость типа структуры микроручейковой сети, а, следовательно, уклонов и длины
микропотоков, снижает преимущества "физически обоснованных" детерминированных
моделей эрозии над статистическими "эмпирическими").
Заметна и рельефообразующая роль пахотного нанорельефа при экстремальных
эпизодах смыва. В этих случаях каждая крупная бороздка, полностью перехватившая
сток, становится "водоразделом", ниже которого формируется новая сеть микро¬
ручейков с приводораздельным соотношением разбрызгивания и струйчатого смыва.
При интенсивном смыве микрорусло в борозде полностью не заравнивается после¬
дующими обработками, что приводит к формированию гофрированных склонов с
особым распределением зон аккумуляции и смыва.
Другое проявление динамизма пахотного нанорельефа - периодическое сглажива¬
ние и заравнивание борозд и водороин - способствует обновлению микрорусловой сети
н ее планового положения в последующих случаях стока, что приводит к площадному
выравниванию мощности смытой почвы. Обработка преобразует линейно вытянутые
ареалы смыва в изометрические ареалы смытых почв, объединяющиеся со временем в
поперечные склону зоны смыто-намытых почв. Возобновление руслообразования после
обработки усиливает общую интенсивность смыва. Количественно этот эффект плохо
изучен, но его существование подтверждается снижением во времени мутности воды в
поливных бороздах при стабильности расходов [30], снижением мутности талых
потоков после прохождения суточного максимума расходов, когда потоки движутся по
ранее выработанным руслам [31].
Типичным признаком эрозионных морфосистем обрабатываемых склонов является
высокая интенсивность эрозии разбрызгивания в периоды, когда отсутствие расти¬
тельного покрова совпадает с максимальной распыленностью почвы [22, 23]. Не¬
которые исследователи считают, что только осознание роли эрозии разбрызгивания
внесло ясность в понимание всего процесса смыва почвы.
Пастбищная эрозия почв (ПЭП) приурочена к выпасаемым склонам с естественной
растительностью и зоомодифицированными [15] почвами. При высоких пастбищных
нагрузках начинается дигрессия растительного покрова, изреживание и разрушение
дернины, уплотнение верхних горизонтов почв и их обесструктурирование, провоци¬
рующее ускоренную эрозию.
Пастбищное использование земель почти не имеет ограничений по условиям рель¬
ефа, но в районах развитого земледелия пастбища вытеснены на крутые склоны долин
н балок. Так, в ЦЧО пастбищные склоны в два-три раза круче пахотных. Большая
крутизна склонов обеспечивает и повышенное влияние на факторы смыва экспози¬
ции. Распашка земель фрагментировала пастбищные водосборы отсечением их
верховьев земледельческими рубежами стока. Пастбища заняли низовое положение в
парагенетических комплексах. Все это привело не только к росту интенсивности
смыва, но и к изменению соотношения отдельных видов эрозии - значительную роль
стали играть сбросные воды, а зона интенсивного смыва придвинулась к верхним гра¬
ницам пастбищ.
На выпасаемых склонах возникает особый нанорельеф - системы поперечных
склону скотобойных троп-микротеррас, лишенных растительности и наиболее уплот¬
19
ненных. Микротеррасы концентрируя и меняя направление стока, служат причиной
многолетней динамики структуры сети микропотоков специфичной для ПЭП. Вначале
потоки концентрируются по тропам и формируются квазипараллельные почти
поперечные склону сети. Затем происходят местные прорывы террас потоками и сети
трансформируются в ортогональные. Впоследствии микротеррасы размываются,
разрушаются скотом, микрорусловые сети преобразуются в древовидные, а их прост¬
ранственное положение стабилизируется.
Стабильность пространственного положения ручейковой сети при слабом заравнива¬
нии русел приводит к образованию сложной мозаичной структуры почвенного покрова,
для которой характерно сочетание линейных и изометричных ареалов почв различной
степени смытости с резко очерченными ареалами несмытых почв. По этой же причине
зона аккумуляции узка и сдвинута к подножью склона или располагается уже вне
склона, а микрорусла быстро преобразуются в промоины и овраги.
Для горно-пастбищной ЭП, приуроченной к крутым склонам с маломощными или
неразвитыми почвами на устойчивых к смыву породах, характерно преобладание
боковой эрозии над врезанием, что приводит к полному сносу почвы на обширных
участках. По этой же причине здесь распространены изометричные микропонижения
эрозионно-обвального генезиса (эрозионные ямы или эрозионные уступы) [23, 31].
Дорожно-коммуникационные эрозия почв (ДКЭП) сопровождает строительство и
эксплуатацию авто- и железнодорожных магистралей, нефте- и газопроводов и т.п.
Смыву подвергаются почвогрунты дорожного полотна, склоны откосов и насыпей и
узкие полосы естественных и антропогенно измененных почв (стратоземы, репланто-
земы и др.), полосы отчуждения. Водосборы, ’’сконструированные" строителями из
продольных и поперечных элементов, имеют флагообразную форму и полосно¬
фрагментарную структуру. Ареалы аккумуляции собственных наносов ДКЭП распола¬
гаются в продольных частях водосборов, где с нагорной стороны накапливаются и
наносы другого происхождения. Слабая водопроницаемость дорожного полотна
обеспечивает интенсивное поступление сбросных вод. Активно проявляется и эрозия
разбрызгивания.
Здесь формируется продольно-поперечная направлению трассы микроручейковая
сеть. На крутых склонах откосов и насыпей с выровненной поверхностью возникают
густые параллельные сети микропотоков. Продольные потоки отличаются меньшими
уклонами, но большей водностью. Их русла часто преобразуются в промоины и
овраги. Для ЭП грунтовых дорог характерно преобладание линейной структуры
водосборов, а поперечные элементы "заимствованы" у других типов ЭП. Интен¬
сивность смыва определяется как рельефом (уклонами, глубиной колеи) самой дороги,
так и поступлением воды с "чужих" водосборов.
Основной тип антропогенной ЭП - эрозия почв орошаемого земледелия отличается
от природно-антропогенных сельскохозяйственных типов и целым рядом геоморфоло¬
гических почвенно-климатических признаков. Для пахотно-поливной ЭП характерны:
узкий диапазон крутизны очень пологих (обычно не круче 2-3°) склонов со специально
выровненной планировками поверхностью и выдержанным по длине уклоном;
геометрически правильная форма водосборов (прямоугольные, трапециевидные);
упорядоченность расположения и формы поливных борозд, ориентировка которых
постоянна и близка направлению падения склона. Все это обеспечивает равномер¬
ность сноса почвы "поперек" склона и четкую дифференциацию на склоне зон смыва -
аккумуляции. Смыв в бороздах сопровождается активным развитием вертикальных
уступов, эрозионный эффект которых может равняться всему объему выноса в
бороздах [32]. Максимальный смыв приурочен к верхнему краю поливной карты, что
при большой его интенсивности может существенно в короткие сроки изменить
рельеф склона, преобразуя прямую форму продольного профиля в выпукло-вогнутую
[33] или формируя антропогенные педименты [34].
Состояние изученности поверхностной эрозии почв не позволяет в настоящее время
провести сквозную геоморфологическую характеристику всех ее таксонов. Однако
20
даже краткие сведения свидетельствуют о присущих им индивидуальных геоморфо¬
логических свойствах (морфометрических и морфосистемных), которые могут служить
основаниями классификации, а с другой стороны, основой прогноза современного
рельефообразования на склонах.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Соболев С.С. Развитие эрозионных процессов на территории Европейской части СССР и борьба с ними.
Т. 1. М.: Изд-во АН СССР, 1948. 307 с.
2. Воскресенский С.С. Динамическая геоморфология. М.: Изд-во МГУ, 1971. 229 с.
3. Тимофеев Д.А. Геоморфологические и палеогеографические аспекты проблемы эрозии почв //
Геоморфология. 1988. № 2. С. 14-28.
4. Панков А.М. Нормальная денудация и эрозия // Эрозия почв. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1937. С. 5-21.
5. Беннет X. Основы охраны почв. М.: Изд-во иностр. лит., 1958. 411 с.
в. Лидов В.П. Процессы водной эрозии в зоне дерново-подзолистых почв. М.: Изд-во МГУ, 1981. 166 с.
7. Арманд ДЛ. Антропогенные эрозионные процессы // Сельскохозяйственная эрозия и борьба с ней. М.:
Изд-во АН СССР, 1956. С. 7-37.
8. Заславский М.Н. Эрозия почв. М.: Мысль, 1979. 246 с.
9. Петров В.Н. О совершенствовании классификации эрозии почв и понятийного аппарата эрозиоведе-
ния // Современные аспекты изучения эрозионных процессов. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1980.
С. 22-27.
10. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 348 с.
11. Швебс Г.И. Теоретические основы эрозиоведения. Киев - Одесса: Вища шк., 1981. 224 с.
12. Гавриленко Л.Н. Линейные формы эрозии, их классификация и основные направления борьбы с ними //
Водная эрозия почв и меры борьбы с ней в районах лесостепи. Тр. почвенного ин-та им. В.В. Докучаева.
М. 1976.
13. Козменко А.С. Основы противоэрозионной мелиорации. М.: Сельхозгиз, 1954. 423 с.
14. Арманд ДЛ. Естественный эрозионный процесс // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1955. № 6. С. 15-17.
15. Геннадиев А.Н., Солнцева Н.П., Герасимова М.И. О принципах группировки и номенклатуры техно¬
генно-измененных почв // Почвоведение. 1992. № 2. С. 49-60.
16. Тонконогов В.Д., Шитое Л Л. О классификации антропогенно-преобразованных почв // Почвоведение.
1990. № 1. С. 72-79.
17. Кузнецов М.С. Противоэрозионная стойкость почв. М.: Изд-во МГУ, 1981. 135 с.
18. Бастраков Г.В. Эрозионная устойчивость рельефа и противоэрозионная защита земель. Брянск: 1994.
248 с.
19. Назаров Г.В. Зональные особенности водопроницаемости почв СССР. Л.: Изд-во ЛГУ, 1970. 184 с.
20. Горшков С.П. Экзодинамика освоенных территорий: Автореф. дис. ... д-ра геогр. наук. М.: МГУ, 1982.
46 с.
21. Тимофеев Д.А. Терминология денудации и склонов. М.: Наука, 1978. 242 с.
22. Киркби МДж. Моделирование процессов водной эрозии // Эрозия почв. М.: Колос, 1984. С. 252-295.
23. Ларионов Г.А. Эрозия и дефляция почв. М.: Изд-во МГУ, 1993. 200 с.
24. Ажигиров А А. Почвообразующие процессы на горных склонах // Вести. МГУ. Сер. 5, География. 1987.
№ 6. С. 53-56.
25. Ларионов Г А., Жураев Б.Р. Микролоток для исследования баланса наносов на склоне // Закономерности
проявления эрозионных и русловых процессов в различных природных условиях. М.: МГУ, 1976. С. 102-
104.
26. Молчанов А.А. Гидрологическая роль леса. М.: Изд-во АН СССР, 1960. 487 с.
27. Воскресенский К.С. Современные темпы денудации равнин криолитозоны // Геоэкология севера. М.:
Изд-во МГУ, 1992. С. 83-94.
28. Литвин Л.Ф., Спиридонов А.И. Геоморфологический аспект картографирования эрозионно-опасных
земель Европейской части СССР // Геоморфология. 1988. № 2. С. 85-92.
29. Тимофеев Д.А. Элементарные морфологические единицы как объект геоморфологического анализа //
Геоморфология. 1984. № 1. С. 19-29.
30. Краснов С.Ф., Литвин Л.Ф. Эрозионно-аккумулятивные процессы при орошении // Прогнозирование и
предупреждение эрозии почв при орошении. М.: Изд-во МГУ, 1992. С. 44-76.
31. Керимханов С.У. О классификации пастбищных земель на горных склонах // Вопросы методики
почвенно-эрозионного картирования. М.: 1972. С. 98-112.
32. Литвин Л.Ф. Эрозионно-аккумулятивные процессы в микроруслах на склонах // Геоморфология. 1981.
№ 2. С. 63-68.
21
33. Краснов С.Ф., Литвин Л.Ф. Ирригационная эрозия как фактор рельефообразования // Климат, рельеф
и деятельность человека. Ч. II. Казань: Изд-во КГУ, 1978. С. 72-73.
34. Ланге К.О., Пшенин Г.Н. Антропогенные делювиальные педименты подгорных лессовых равнин
Ферганы и Приташкентского района // Изв. ВГО. 1969. Т. 101. Вып. 4. С. 354-358.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Г еографический факультет 12.11.96
GEOMORPHOLOGICAL BASIS OF SOIL EROSION CLASSIFICATION
L.F. LITVIN
Sum m a г у
Recent soil erosion is nature-social process. Its classification should be based on degree and peculiarity of
anthropogenic changes of denudation-accumulation factors. Attributes of land surface morphology and slope
morphosystems, which are affected by land use technology, may serve as main criteria of soil erosion classification.
Their investigation is necessary part of recent relief formation analysis.
22
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
No 2
апрель-июнь
1998
ДИСКУССИИ
УДК 551.4.01
© 1998 г. Б.А. КАЗАНСКИЙ
РОЛЬ ПРИНЦИПОВ СИММЕТРИИ В ГЕОМОРФОЛОГИИ
Симметрии отведено очень важное место в естественных науках и даже отмечает¬
ся "очень важный факт, лежащий в основе современной физико-математической куль¬
туры: свойства симметрии заменяют физические законы, знание которых у нас непол¬
но" [1, с. 21]. Не случайно, что в геоморфологии, отличающейся невысоким уровнем
математизации, роль принципов симметрии недооценивается и не реализуется, хотя
еще В.И. Вернадский писал, что "только научным изучением симметрии можно
выяснить, какие геометрические состояния могут на Земле встречаться" [2, с. 154]. А
в сборнике "Проблемы теоретической геоморфологии" [3], где перечислены многочис¬
ленные геоморфологические законы и принципы, принципы симметрии даже не упомя¬
нуты (если не считать закона Бэра - Бабинэ, где используется понятие асимметрии).
Причинами такого положения, по нашему мнению, является то, что во-первых, в
геоморфологии, строго говоря, нет симметричных объектов, таких, как, скажем, в
кристаллографии или в технике, и речь поэтому может идти только о приблизительной
(нечеткой) симметрии (как и о равенстве, подобии) при тех или иных допущениях, или
о симметрии моделей, аппроксимирующих реальные объекты. Поэтому один и тот же
объект разными исследователями может описываться и как симметричный, и как
антисимметричный, и как асимметричный. Во-вторых, нет общепринятых определений
симметрии и ассоциируемых с ней понятий а-, дис- и антисимметрии как применительно
к геоморфологии, так и на семантическом уровне. Ниже мы попытаемся скоррек¬
тировать эти понятия, ибо "для настоящего понимания духа предмета особенно важно
овладение определениями" [С.К. Клини].
Наиболее простым из упомянутых понятий является понятие асимметрии (букваль¬
но: "несоразмерность"), т.е. отсутствие элементов симметрии, которым, однако, часто
подменяются понятия анти- и диссимметрии.
Наиболее развернутое, по-видимому, определение симметрии в рельефе, данное
А.Н. Ласточкиным: "Под симметрией в рельефе понимается связанный с особеннос¬
тями симметрии рельефообразующих процессов (выделено нами - Б.К.) опре¬
деленный порядок (правильность, однообразность, одинаковость, закономерная повто¬
ряемость) в расположении точечных, линейных и площадных элементов земной по¬
верхности и их совокупностей, установленный в пределах одного и ряда сравниваемых
участков" [4, с. 154], - содержит две ошибки - логическую и принципиальную, заклю¬
ченные в выделенном нами фрагменте.
Логическая ошибка "ignotum per ignotus" (неизвестное через неизвестное) заклю¬
чается в определении симметрии рельефа через симметрию же рельефообразующих
процессов, определения которой не дано.
23
Рис. 1. Примеры простейших симметрично-асимметричных фигур, встречающихся на картах:
a - L'2 C'CL^C), б - Р'(Ь>), в - L^PP'C'CL^I^PC), г - общий для всех трех фигур поперечный гипсометри¬
ческий профиль. В скобках даны элементы гипсометрической симметрии-антисимметрии фигур
Принципиальная ошибка состоит в том, что А.Н. Ласточкин объединяет "два
аспекта симметрии - геометрический (метрический) и динамический" [4, с. 148], тогда
как, согласно универсальным принципам симметрии П. Кюри, явления (т.е. геоморфо¬
логические процессы) порождаются диссимметрией. Этот (третий) принцип симметрии
П. Кюри ("диссимметрия творит явление" или "действия - это явления, которые могут
возникнуть в среде, обладающей некоторой диссимметрией" [5, с. ПО]) сопоставим с
центральным тезисом теории регуляторов в технике: "без неравномерности нет ре¬
гулятора".
С учетом сказанного, за определение симметрии для геоморфологии можно принять
формулировку А.Н. Ласточкина, исключив из нее выделенный фрагмент и, может
быть, добавив еще несколько синонимов к приведенным в круглых скобках; наиболее
подходящим нам представляется соразмерность. Из-за присущей рельефу сложнос¬
ти можно выделять обычно только элементы низших видов симметрии (L2, Р, С и
их сочетания), часть которых имеют специальные названия (билатеральная, зеркаль¬
ная).
Определение антисимметрии по А.В. Шубаеву [5], как "равенство положительных
и отрицательных фигур" (или как "антиравенство") нельзя признать удачным. Се¬
мантическая тонкость понятия антисимметрии состоит в том, что слово "симметрия"
греческое, но вошедшее и в латинский язык, а префикс "анти-" есть и в греческом, и в
латинском языке, но с несколько различными смыслами. В латинском варианте анти¬
симметрию можно понимать как асимметрию (лишний синоним), что иногда и де¬
лается, а в греческом варианте - как соразмерность противоположностей. При этом
понятие антисимметрии требует вещественного наполнения (указания) для этих учи¬
тываемых противоположностей, графически обычно различаемых цветом, что позво¬
ляет объединить (математически) антисимметрию с частным случаем цветовой сим¬
метрии - двуцветной симметрией.
Классическим примером антисимметричной фигуры является древнекитайский фило¬
софский знак инь-ян, изображаемый обычно в черно-белом варианте, как на рис. 1а,
или в сине-красном, как на государственном флаге республики Корея, но символи¬
зирующий не столько антисимметричные отношения (черного с белым или синего с
красным), сколько деление всего сущего на два тесно взаимосвязанных и взаимодейст¬
вующих начала (в том числе горы и равнины). Знак инь-ян можно характеризовать
антисимметрией L^C', где штрихованные знаки являются аналогами соответствую-
24
ЦР L2P L44L25PC L33PC'3L'2 L22P2L'2
Puc. 2. Изменение элементов симметрии-антисимметрии куба при диссимметризации закраской одной (а),
двух (б и в) и трех (г и д) граней
1-1,2-2 и 3-3 - выходы осей антисимметрии на поверхность куба
щих (нештрихованных) обозначений элементов симметрии (т.е. здесь: ось антисиммет¬
рии второго порядка и центр антисимметрии).
Более простой случай антисимметрии (двуцветной симметрии) дан на рис. 1 б: здесь
имеется только плоскость антисимметрии. Фигура на рис. 1 в дает пример сочетания
элементов симметрии и антисимметрии L2PP'C' (т.е. понятие симметрии-антисиммет¬
рии не является тавтологией!). Объекты, подобные приведенным на рис. 1, можно
встретить на различных цветных картах (геологических, тектонических, физико-гео¬
графических). Особенно широко распространены в рельефе земной поверхности (и
тектонике земной коры) системы (ячейки) с антисимметрией инь-ян [6], которые, по-
видимому, были основой упорядоченности рельефа ядер-нуклеаров [7] первичной коры
континентов на доокеаническом (догеоморфологическом!) этапе истории Земли и
сохранились в современном рельефе континентов, но уже как системы второго (после
континентально-океанического) иерархического уровня, заполняющие региональную
нишу в ряду "геоморфологических триад", или катен [3]. В качестве примера таких
систем можно назвать крупнейшую инь-ян-систему Азии - Сибирскую, - инь-половину
которой образуют Западно- и Северо-Сибирская низменности, а ян-половину -
Среднесибирское плоскогорье с выклинивающимися на юге Саянами и Алтаем.
Примечательно, что при переходе от цветового различения антисимметричных
фигур на рис. 1 к реальному гипсометрическому (белое, скажем, соответствует воз¬
вышенным участкам земной поверхности, а черное - пониженным, как показано на
поперечном профиле рис. 1г, общим для всех трех фигур), элементы симметрии и ан¬
тисимметрии изменяются: плоскость антисимметрии заменяется осью симметрии L2,
совпадающей с внутренней границей фигур рис. 16 и 1в, центр антисимметрии пере¬
ходит в центр симметрии (инверсии), а оси антисимметрии, перпендикулярные плос¬
кости рисунка, сохраняются. Таким образом, гипсометрически инь-ян-системы обла¬
дают центральной симметрией, но их ни в коем случае не следует называть системами
(а тем более морфоструктурами) центрального типа, поскольку такой термин
используется как синоним круговой симметрии для так называемых кольцевых (или
очаговых) структур [7], подавляющее большинство которых с позиций принципов
симметрии скорее миф, чем реальность, а часть таких структур представляется просто
неадекватной интерпретацией инь-ян-систем.
Лнтиподалъностъ, строго говоря, не является видом симметрии (или антисиммет¬
рии) в трехмерном пространстве, как это иногда трактуется, а означает просто диа¬
метрально противоположное расположение фигур, которые могут быть и равными, и
несоразмерными, и симметричными, и антисимметричными (с элементами симметрии
или антисимметрии L2, Р и С).
Диссимметрия - расстроение (изначальной) симметрии [5, 8]. Так что, если понятия
симметрии и антисимметрии абсолютные (безотносительные) и могут быть описаны
соответствующими формулами, то понятие диссимметрии относительное и диссим-
25
метрия может оцениваться только по отношению к исчезнувшим (а не просто от¬
сутствующим) элементам симметрии. Поэтому такое понятие, как "изначальная дис-
симметрия", используемое иногда в отношении Земли [9], лишено смысла.
Соотношение элементов симметрии, анти- и диссимметрии можно проиллюст¬
рировать на примере неполных закрасок куба, показанных на рис. 2. Куб представлен
в такой проекции, где не видна одна нижняя (всегда у нас неокрашенная) грань.
Неокрашенный (одноцветный) куб имеет, как известно, симметрию 3L44L36L29PC;
закраска одной грани (рис. 2а), попарно антисимметричной всем 5 неокрашенным гра¬
ням, понижает симметрию до L44P. Формула диссимметрии в данном случае будет
-2L44L36L25PC, определяемая разностью между оставшейся и изначальной сим¬
метрией. Отсюда следует принципиальный вывод, что диссимметрию нельзя оценить,
не зная изначальную симметрию. К примеру, есть тела с изначальной симметрией
L44P (четырехугольная пирамида), где говорить о диссимметрии нет оснований.
Закраска двух граней куба может быть сделана двумя способами: две смежные или
две противоположные (антиподальные) грани (рис. 26 и 2в). В первом случае
останется симметрия L22P, во втором - L44L25PC. Закраска трех граней также может
делаться двумя способами (рис. 2г и 2d). В обоих случаях получаются уже симмет¬
рично-антисимметричные тела, симметрию-антисимметрию которых можно описать
формулами L33L23PC' и L22L22P соответственно, т.е. в первом случае появ¬
ляются 3 оси антисимметрии 2-го порядка, симметрично расположенные относительно
оси L3, а во втором случае (рис. 2d) - две оси антисимметрии 2-го порядка. Все оси
антисимметрии проходят через помеченные на рисунке середины ребер куба,
разделяющих разноцветные грани. (Закраска 4 и 5 граней возвращает нас к трем
первым моделям, а закраска всех граней восстанавливает симметрию куба).
Приведенные на рис. 2 соотношения имеют аналоги и на сфере, т.е. применимы к
литосфере Земли. Модели рис. 26 и 2в соответствуют постановке вопроса в духе Е.И.
Паталахи [9]: "куда девалось 2/3 сиаля?" (сиалю здесь соответствует площадь окра¬
шенных граней), модели рис. 2г и 2d - более распространенному "антиподальному"
подходу, постулирующему равенство площадей континентальной и океанической
коры. Фактическое же соотношение находится как раз посередине и составляет (с
точностью до 1%) 41 : 59, т.е. не укладывается ни в одну из приведенных моделей,
т.к. отклонение от реальности в 9-17% вряд ли можно не учитывать. Нам извес¬
тен только один механизм, который дает соотношение, совпадающее с фактическим
п°].
Принципы симметрии могут служить в геоморфологии как исходной предпосылкой
для теоретических исследований (прямая задача), так и "пробным камнем" предла¬
гаемых гипотез. Поскольку диссимметрия может быть вызвана такой же диссиммет-
ричной причиной, то "по диссимметрии объекта можно решать обратную задачу -
отыскивать ее причину" [5, с. 108-109].
Применительно к диссимметрии литосферы Земли, основываясь на этих принципах
и исходя из изначально сферической симметрии Земли, можно сделать категорический
вывод о том, что современную диссимметрию литосферы (глобального рельефа) Зем¬
ли нельзя объяснять эндогенными причинами (процессами), которые всегда
направлены на восстановление симметрии (равновесия), а не на нарушение [10]. То
есть, подобно тому, как в патентных ведомствах всего мира не принимаются к рас¬
смотрению проекты "вечных двигателей", руководствуясь законом о сохранении и
превращении энергии, так и в науках о Земле должны были бы игнорироваться
(невзирая на авторитеты) все геотектонические гипотезы и геоморфологические по¬
строения, противоречащие принципам симметрии, в частности, объясняющие диссим-
метричное строение литосферы эндогенными причинами.
Таким образом, в геоморфологии симметрия, а-, анти- и диссимметрия являются
показателями (характеристиками) упорядоченности (неупорядоченности) рельефа, а
как считают математики, "порядок, в котором расположены элементы, гораздо важ¬
26
нее самих элементов" [А. Пуанкаре]. В связи с этим не лишним будет напомнить о
существовании меры упорядоченности, называемой энтропией [11]. Очевидно, что в
отличие от меры гипсографической упорядоченности - гипсографической энтропии [11,
с. 25], - меру упорядоченности (симметричности) следовало бы называть как-то иначе:
структурной энтропией, к примеру, или еще как. (Связь структурной энтропии с сим¬
метрией хорошо прослеживается на структурах речных сетей [12]). Как известно,
наибольшей упорядоченностью обладает сфера с симметрией ©оЦ^ооРС, а наименьшей
- асимметричные объекты (разнообразие которых бесконечно). Поэтому симметрию
сферы можно оценивать бесконечной структурной энтропией, а асимметрию - нуле¬
вой. При этом, поскольку "всякий природный объект по внутренним причинам раз¬
вивается как тело симметричное" [5, с. 109], естественному развитию рельефа, как на
региональном, так и на глобальном уровнях, должно было бы соответствовать возрас¬
тание структурной энтропии (что случайно согласуется со 2-м началом термодинамики,
т. к. при обратной нормировке получилось бы уменьшение энтропии). Диссимметрия
становится тогда негаэнтропийной (т.е. уменьшающей энтропию объекта). Однако
благодаря наличию двух гипсометрических уровней как в глобальном рельефе
(континентального и океанического), так и в инь-ян-системах, процессы денудации и
аккумуляции протекают в них одновременно. А как было показано ранее [11],
энтропия в этих процессах изменяется с разными знаками, что уменьшает общее
(суммарное) изменение (производство) энтропии. Отсюда намечается еще один выход
для теоретической геоморфологии на более высокий уровень математизации - уровень
нелинейной термодинамики необратимых процессов [13], а учитывая связь энтропии со
"стрелой времени", - еще и один подход к нерешенным проблемам возраста рельефа.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Семихатов А. Симметрия как зеркало мирового устройства // Наука и жизнь. 1996. № 8. С. 16-22.
2. Вернадский В.И. Химическое строение биосферы Земли и ее окружения. М.: Наука, 1987. 340 с.
3. Проблемы теоретической геоморфологии. М.: Наука, 1988. 255 с.
4. Ласточкин А.Н. Морфодинамический анализ. Л.: Недра, 1987. 256 с.
5. Шубаев Л.П. Симметрия и диссимметрия в географической оболочке // Изв. В ГО. 1970. № 2.
С. 107-132.
6. Kazansky В A. Marginal seas as the Yin-halves of the Yin-Yang systems of the East Asia // XVIII Pacific Science
Congress. Beijing, 1995, Abstrs. P. 567.
7. Кольцевые структуры Земли: миф или реальность / Я.Г. Кац, В.В. Козлов, А.И. Полетаев,
Е.Д. Сулиди-Кондратьев. М.: Наука, 1989. 188 с.
8. Шафрановский И.И., Плотников Л.М. Симметрия в геологии. Л.: Наука, 1975. 144 с.
9. Паталаха Е.И. Проблемы глобальной тектоники // Изв. АН КазССР. Сер. геол. 1982. № 1. С. 33-41.
10. Казанский Б.А. Упорядоченность глобального рельефа: новая интерпретация // Симметрия рельефа. М.:
Наука, 1992. С. 58-65.
11. Казанский Б А. Роль уравнения диффузии в геоморфологии // Геоморфология. 1990. № 2. С. 20-26.
12. Казанский Б А. Теоретические закономерности распределения речных структур //Тр. ДВНИГМИ. 1977.
Вып. 63. С. 85-90.
13. Гленсдорф П., Пригожий И. Термодинамическая теория структуры, устойчивости и флюктуаций. М.:
Мир, 1973. 270 с.
Тихоокеанский океанологический Поступила в редакцию
институт ДВО РАН 11.02.97
THE CONCERN OF SYMMETRY PRINCIPLE IN GEOMORPHOLOGY
B.A. KAZANSKY
Summary
Importance of symmetry principle in geomorphology, though having been accepted, didn't lead to any significant
results. It may be explained by complexity of relief (its imperfect or illegible symmetry) as well as by the absence of
convenient definitions of symmetry and associated terms: a-, dis- and antisymmetry. In the paper the corrections of
27
these concepts are given. The drawings shown lead to the conclusion that conception of "initial Earth's dissymmetry",
used as background for lithosphere and relief evolution models, is incorrect. Author points out that in the Earth's
landforms symmetric-antisymmetric systems (cell) are widespread; symmetry is also related to entropy. It gives
theoretical geomorphology an opportunity to rise to higher level of math modelling - the level of nonlinear
thermodynamics of unreversable processes.
УДК 551.435.162
© 1998 г. Е.Ф. ЗОРИНА, Б.П. ЛЮБИМОВ, Д.А. ТИМОФЕЕВ
ЧТО ЖЕ ТАКОЕ ОВРАГ?
В нашем журнале в № 4 за 1997 в разделе "Дискуссии" была опубликована статья
Н.Н. Назарова ’’Особенности современного толкования термина "овраг”. Автор
статьи настаивает на том, что: 1) овраги образуются исключительно вследствие хо¬
зяйственной деятельности человека, 2) овраги - это формы линейной эрозии только на
равнинах, 3) термин "овраг" следует употреблять только по отношению к антропоген¬
но обусловленным формам размыва, 4) сходные морфологически и генетически чисто
природные формы необходимо именовать как-то иначе.
Основания к такому, увы, не новому, подходу автор находит: а) в том, что боль¬
шинство (по Н.Н. Назарову - все) современных оврагов в гумидных и семигумидных
условиях (лесная зона, лесостепь, степь) так или иначе связаны с деятельностью
человека; б) в рассуждениях о форме и содержании в их "овражном" выражении; в) в
размышлениях о возможностях употребления народных терминов в научном
лексиконе.
Авторы настоящей рецензии не могут согласиться ни с одним из трех перечис¬
ленных оснований. Обычно проблемами терминологии приходится заниматься на
начальных этапах развития науки или при общей ревизии принципов изучения тех или
иных объектов и смене методики исследований. В изучении овражной эрозии и в
овраговедении термин "овраг" успешно применяется уже более 100 лет, а в русском
языке слова "овраг", "вражек", "враг" в летописях упоминаются и более 700 лет тому
назад [1]. Определения этого термина имеются в ряде специальных и энциклопеди¬
ческих словарей [2-4] и литературе по эрозиоведению и геоморфологии [5-7]. В
качестве примера общепринятого понимания сошлемся на "Географический энцикло¬
педический словарь": "Овраги - это отрицательные крутосклонные, сильно раз¬
ветвленные эрозионные формы рельефа, образования которых связано с деятель¬
ностью временных (иногда небольших постоянных) водотоков, часто стимулируется
различными проявлениями нерационального природопользования (сведением лесов,
чрезмерным выпасом, распахиванием крутых склонов и т.п.)" [2, стр. 206]. В спра¬
вочнике Д.А. Тимофеева [5] приведено 19 определений термина "овраг" по различным
авторам и 52 термина для различных видов оврагов. Классификации оврагов можно
найти во многих работах. Зачем же понадобилось вновь возвращаться к этому
вопросу и дискутировать на тему, что такое "овраг"?
Н.Н. Назаров относится к тем ученым, которые придают слишком большое зна¬
чение роли человека в разрушении окружающей среды и противопоставляют чело¬
века природе, забывая о том, что и сам человек - часть природы. Автор статьи
рассматривает овраги только как современные антропогенные эрозионные формы.
Для доказательства своего подхода он приводит ряд цитат из литературы, начиная с
летописей, приводит лингвистические выкладки из сочинений иностранных и оте¬
чественных авторов и, наконец, предлагает свою классификацию "размывов вре¬
менных водотоков". Разберем подробнее эти доказательства и покажем, как
28
односторонний подход мешает автору увидеть в разбираемых им работах и примерах
факты, подтверждающие иную точку зрения и как путаница во взглядах приводит к
сумбурной классификации.
Справедливости ради надо отметить, что Н.Н. Назаров не является первым
приверженцем антропогенного генезиса всех оврагов. Дискуссия об этом возникала на
протяжении всего развития овраговедения и эрозиоведения, начиная с работ В.В.
Докучаева, В.И. Масальского, Э.Э. Керна [8-11]. Эта же дискуссия была при обсуж¬
дении работ А.С. Козменко [12-14]. Сторонниками антропогенного происхождения
оврагов выступали многие украинские авторы, в частности, К.Л. Холупяк [15].
По числу опубликованных работ можно видеть, что интерес к оврагам в конце
XIX века и вплоть до Октябрьской революции был очень велик. Н.Н. Назаров, оче¬
видно, ссылаясь на С.С. Соболева [16], пишет: "...вскоре после Октябрьской револю¬
ции интерес к оврагам со стороны эрозиоведов значительно вырос" [17, стр. 45].
В действительности было не совсем так. С 1917 по 30-е годы число публикаций резко
сократилось. Исключение составили работы А.С. Козменко на Новосильской агро¬
мелиоративной станции и переиздания некоторых дореволюционных авторов [12].
Лишь, начиная с 30-х годов, особенно после коллективизации и начала интенсивной
машиннотракторной обработки полей, сопровождавшейся активизацией овражной эро¬
зии, интерес к изучению оврагов возрос.
Поскольку все крупные сводные работы эрозиоведов были выполнены по мате¬
риалам исследований в земледельческой зоне Центра Европейской России, на Украине
и в Молдавии, сторонников антропогенного генезиса оврагов было много. Однако, по
мере расширения региональных рамок исследований на север в лесную зону и в тунд¬
ру, а также на юг в полупустыни и пустыни, все большее подтверждение находило
мнение, что овраги имеют не только антропогенное происхождение, но и естествен¬
ное. Большой вклад в развитие овраговедения внесли научные школы Московского
университета (работы Н.И. Маккавеева, М.Н. Заславского, Б.Ф. Косова и др.), а
также Института географии РАН (Д.Л.Арманд, С.И. Сильвестров и др.) [18-20]. В
настоящее время большинство исследователей овражной эрозии считает, что овраги
имеют как природное, так и антропогенное происхождение, и что влияние хозяйст¬
венной деятельности лишь убыстряет и усиливает природный процесс. Типичные
техногенные овраги сейчас пока еще редки, хотя их можно наблюдать, например, у
мест сброса промышленных шахтных или теплых вод ТЭЦ в Воркуте. С большин¬
ством оврагов, возникших в результате бесхозяйственного использования сельско¬
хозяйственных земель, человеку приходится бороться, проводя мелиоративные и
противоовражные мероприятия. Известно, однако, и использование оврагов как емкос¬
тей для накопления воды, или как рекреационных объектов для отдыха населения.
Анализируя приводимый Н.Н. Назаровым литературный материал, можно увидеть,
что автор старается иногда не замечать, что цитируемые им источники не всегда так
односторонне трактуют происхождение оврагов. Например, даже в приводимой цитате
из И. Киприянова говорится, что "...овраги образуются везде там, где на равнине
постоянно скапливается вода на одном и том же месте, близ края ската, по которому
вода стекает в реку или ручей... по естественным ложбинам" [17, стр, 44]. И в
"Геологическом словаре" [4], и в "Географическом энциклопедическом словаре" [2]
говорится лишь о том, что образованию оврагов "способствуют" или "стимулируют"
распашка склонов и сведение лесов, но не утверждается чисто антропогенный генезис
оврагов.
Не подтверждается и положение Н.Н. Назарова о том, что овраги образуются
только в последние сотни лет. Многочисленные описания древних погребенных
оврагов, например в ЦЧО, имеются в литературе. Эти овраги формировались, а затем
погребались, в разные эпохи плейстоцена и голоцена и нет никаких оснований
связывать их с деятельностью древнего человека. Причем это именно овраги и по их
характерной форме, и по тому процессу, который их создал - линейная эрозия, и по
характеру заполняющих отложений - овражный аллювий. Образуются сейчас "не¬
29
антропогенные” (как, впрочем, и антропогенные) овраги в аридных обстановках, и в
перигляциальных условиях, и по уступам речных террас в лесной зоне, которые, в
частности, описывал Б.Ф. Косов [21], совершенно правильно разделивший овраги на
естественные и антропогенные.
Автор же неправильно и предвзято понял и трактует работы Б.Ф. Косова. Проти¬
вопоставлять "форму" и "содержание" в случае с естественными оврагами невоз¬
можно, особенно по Н.Н. Назарову, который рассматривает все формы только со
своих узких антропогенных позиций и все, что не соответствует этому отвергает без
доказательств. Наличие овражной формы рельефа без антропогенного "содержания"
сразу списывает, по Н.Н. Назарову, эту форму из разряда оврагов. И остается
непонятным, куда же относить эти формы. Описанные в литературе овраги по бере¬
гам, например, крупных сибирских рек в лесной зоне, по Н.Н. Назарову, это не овра¬
ги. Не относятся к оврагам и формы встречающиеся в аридных и семиаридных
ландшафтах и описанные Б.Ф. Косовым, Б.П. Любимовым, А.Н. Нигматовым
[21-23].
Терминологические изыскания в литературных источниках и в обывательской речи
привели Н.Н. Назарова к выводу, что термин "овраг" в ряде случаев применялся как
синоним балки, лога, речной долины. "Обычным стало использование термина "овраг"
для обозначения чисто природных размывов, которые широко встречаются в
полупустынных и пустынных ландшафтах во всех частях света" [17, стр. 46]. А это,
по Н.Н. Назарову, совершенно не допустимо. Действительно, в некоторых общих и
специальных словарях, особенно при переводах иностранных терминов, многие слова,
в том числе и "овраг" трактуются не однозначно. Но из этого отнюдь не следует, что
сам термин необходимо понимать только с узких позиций как современную антропо¬
генную форму эрозионного рельефа.
Овраговеды и геоморфологи, начиная с самых первых, никогда не путали овраги с
балками, логами и тем более речными долинами. Как явствует "из сравнения прямого
и обратного переводов" предпринятого Н.Н. Назаровым, у читателя возникает
небольшое головокружение из-за одного английского слова " gulch", которое автор
вслед за не очень четко составленным словарем под редакцией Д. Стампа [24] трак¬
тует и как овраг, и балка и ущелье. На самом же деле этот термин диалектный [25] и
применялся золотоискателями запада США для обозначения глубоких и узких
расселин (оврагов), на днищах которых в овражных наносах могло находиться
россыпное золото [26]. Надо сказать, что при переводе специальных и тем более
диалектных, жаргонных терминов возникают определенные трудности. Несомненно,
что и наши отечественные, и зарубежные авторы порой путаются в употреблении и
трактовке тех или иных понятий. Но определенность термина "gulch" не может
явиться основанием для отрицания самой возможности образования оврагов в горах,
что делает Н.Н. Назаров. Конечно нужно различать овраги равнинные и горные, но в
любых условиях овраг останется оврагом, как его ни назови.
Утверждение Н.Н. Назарова, что "неправильный бытовой (диалектологический)
подход" в использовании слова "овраг" "...может только дезориентировать специа-
листов-практиков..." [17, стр. 50], по меньшей мере спорно. В науке, в том числе и в
геоморфологии, с большим или меньшим успехом употребляется множество бытовых,
диалектных, народных, местных терминов. К помощи таких терминов прибегает и
Н.Н. Назаров, совершенно произвольно помещая их в разные блоки своей
классификации. Он не всегда правильно трактует эти местные слова. Так, тюркско-
монгольские "сай", "сайр" - это не только сухие русла сезонных водотоков, но и малые
и большие долины, и галечные наносы, и каменистая равнина и сама река [27]. То же
относится и уэдам (вади) в пустынях Африки, и к большинству других местных
терминов, которые помещены в классификационной таблице Н.Н. Назарова. Обычно
подобные термины употребляют для придания местного колорита в региональных
описаниях и едва ли правильно вводить их в многоступенчатую научную классифи¬
кацию.
30
Остановимся на этой классификации "размывов временных водотоков". Много мы
знаем классификаций форм эрозионных размывов и, в частности, оврагов, но такой
путанной еще не встречали. Если на верхних уровнях классификации принцип
выделения таксонов выдержан, то на уровне типов единства критериев нет. Исходя из
своего понимания оврага только как современной атропогенной формы рельефа
равнин, автор классификации, естественно, не находит возможности поместить овраги
в других разделах, за исключением аридных "псевдооврагов". Чтобы наполнить
типами "размывов временных водотоков" все клеточки клссификации, Н.Н. Назаров
обращается не к эрозионным формам рельефа, а каналам стока, руслам. Получается,
что ни в природных условиях, ни в горах (даже с участием человека) никаких форм
линейной эрозии кроме русел и каналов стока не существует. Между тем, если не
ограничивать себя жесткими рамками предвзятого мнения, то вполне логично в схеме
классификации найдут свое место и природные, и горные, и аридные овраги.
Можно было бы ожидать, что Н.Н. Назаров предложит классификацию антропо¬
генных оврагов. Примеров таких классификаций в России много, начиная с работ Э.Э.
Керна и Б.Ф. Косова [11, 21]. Но Н.Н. Назаров делит на антропогенные и природные
размывы (отделы), горные и равнинные (классы) и на типы: собственно овраги, с одной
строны, и каналы стока, сухие русла, селевые русла и т.д., с другой. Получается, что
природа создает русла и каналы стока, а человек овраги в то время как даже антро¬
погенный овраг имеет и канал стока, и русло и даже долину. Таким образом, класси¬
фикация не выдержана ни по антропогенному признаку, ни по геоморфологическому,
ни по гидроморфологическому. На этом фоне известные классификации наших
классиков эрозиоведения остаются непревзойденными. Работы Э.Э. Керна, В.В.
Масальского, А.С. Козменко, Б.Ф. Косова, М.Н. Заславского, А.Г. Рожкова состав¬
ляют основу научной классификации эрозионных форм и, в частности, оврагов и
используются исследователями-практиками и научными работниками.
Наконец, остановимся на рассуждениях Н.Н. Назарова о "форме и содержании".
Само противопоставление формы и содержания некорректно. Они связаны между
собой. Неверно трактовать философские понятия столь узко и прямолинейно - форму
как совокупность морфологических признаков и содержание как происхождение, при¬
чину и факторы возникновения и эволюции формы. В научной номенклатуре термин
должен учитывать и морфологические особенности и происхождение. В геоморфологии
же, как науке о формах земной поверхности, это совершенно обязательно. И
совершенно напрасно Н.Н. Назаров столь скептически относится к форме как приз¬
наку классификационно недостаточному. Содержание же термина "овраг", по этому
автору, сводится лишь к их антропогенному генезису. Но ведь непосредственной при¬
чиной, фактором-агентом оврагообразования является линейный, концентрированный
сток воды, производящий эрозионно-аккумулятивную работу. Деятельность же чело¬
века - это лишь фактор-условие, несомненно очень важный, но, во-первых, не соз¬
дающий оврага, а лишь благоприятствующий его созданию, и во-вторых, не единст¬
венный фактор-условие. Такими же факторами оврагообразования являются климат,
характер подстилающих пород, морфология земной поверхности, почвенно-раститель¬
ный покров. В принципе все эти факторы должны быть учтены в многоступенчатой
классификации, как оврагов, так и "размывов временных водотоков".
Подводя итоги, мы полагаем, что придавать узкое значение термину "овраг"
нецелесообразно. Существующие классификации эрозионных форм вообще, и оврагов
в частности, полнее и лучше предлагаемого Н.Н. Назаровым варианта. Конечно,
работу по классификации нужно продолжать и будем надеяться, что будет разработан
вариант типизации оврагов, основанный на учете всего многообразия форм и факторов
оврагообразования.
31
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Словарь русского языка XI-XVII вв. М.: Наука, 1976. Т. 3. 1987. Т. 12.
2. Географический энциклопедический словарь. Понятия и термины. М.: Сов. энциклопедия, 1988. 432 с.
3. Советский энциклопедический словарь. М.: Сов. энциклопедия, 1980. 1600 с.
4. Геологический словарь. Т. 2. М.: Госгеолтехиздат, 1960. 448 с.
5. Тимофеев ДА. Терминология флювиальной геоморфологии. М.: Наука, 1981. 268 с.
6. Заславский М.Н. Эрозия почв. М.: Мысль, 1979. 248 с.
7. Овражная эрозия. М.: Изд-во МГУ, 1989. 168 с.
8. Докучаев В.В. Овраги и их значение // Тр. Вольного Экономии, об-ва. Т. 3. Вып. 2. СПб: 1877.
С. 167-178.
9. Докучаев В.В. Способы образования речных долин Европейской России. СПб: 1878. 221 с.
10. Масальский В.И. Овраги черноземной полосы России, их распространение, развитие и деятельность.
СПб: 1897. 251 с.
11. Керн Э.Э. Овраги, их закрепление, облесение и запруживание. М: 1894. 141 с.
12. Козменко А.С. Борьба с эрозией почв. М.: Сельхозгиз, 1957. 232 с.
13. Козменко А.С. Борьба с эрозией почв на сельскохозяйственных угодьях. М.: Сельхозгиз, 1963.
206 с.
14. Козменко А.С. Работы Новосильской опытно-овражной станции по изучению приемов борьбы с эрозией
почв // Эрозия почв. М. - Л.: Изд-во АН СССР, 1937. С. 155-185.
15. Холупяк КЛ. Эрозия почвы и меры борьбы с ней // Сов. агрономия. 1952. № 5. С. 49-50.
16. Соболев С.С. Развитие эрозионных процессов на территории европейской части СССР и борьба с ними.
Т. I. М. - Л.: Изд-во АН СССР, 1948. 307 с.
17. Назаров Н.Н. Особенности современного толкования термина "овраг" // Геоморфология. 1997. № 4.
С. 43-50.
18. Руководство по борьбе с эрозией почв. Кишинев: Картя молдовеняска, 1970. 304 с.
19. Районирование территории СССР по основным факторам эрозии. М.: Наука, 1965. 236 с.
20. Региональные системы противоэрозионных мероприятий. М.: Мысль, 1972. 544 с.
21. Косов Б.Ф. Заметки об овражной эрозии в тундре, лесной зоне, лесостепи и в пустыне // Вопросы эрозии
и стока. М.: Изд-во МГУ, 1962. С. 191-208.
22. Любимов Б.П., Нигматов А.Н. Особенности проявления и региональные закономерности распростра¬
нения овражной эрозии по территории Узбекистана // Девятое межвузовское совещание по проблеме
эрозионных, русловых и устьевых процессов. Брянск. 1994. С. 81-83.
23. Нигматов А.Н. Овражная эрозия и техногенно-нарушенные земли Узбекистана. Ташкент: Узбекистан,
1995. 136 с.
24. Словарь обще географических терминов. Т. I. М., Прогресс. 1975. 407 с.
25. Webster New Collegiate Dictionary, Springfield. 1973. 1536 p.
26. Толковый словарь английских геологических терминов. Т. 2. М.: Мир, 1978. 588 с.
27. Мурзаев Э.М. Словарь народных географических терминов. М.: Мысль, 1984. 653 с.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет, 25.01.98
Институт географии РАН
WHAT IS A GULLEY?
E.F. ZORINA, B.P. LYUBIMOV, D.A. TIMOFEYEV
Sum m a г у
The interpretations of term ‘gully’ are discussed concerning the debatable paper of N.N. Nazarov (Geomorphology,
1997, 4). Authors deny the explication of this term proposed by N.N. Nazarov: recent anthropogenic landform only.
Natural erosional forms should also be considered as gullies, and should be included into general geomorphologic
analysis of erosional forms. Classification, suggested by N.N. Nazarov, is critically examined and viewed as too
complicated and incorrect.
32
*
*
*
Редакция журнала приносит извинения за технические ошибки в рисунке к статье
Н.Н. Назарова «Особенности современного толкования термина "овраг"», опублико¬
ванной в № 4 журнала за 1997 г., и приводит правильный вариант рисунка.
| Размывы временных водотоков |
I Отделы U Антропогенные I
—
| Классы [»| Горные*| | Равнинные |
| Природные!
| Рав!
-гннны^
Овраги (кха-
Каналы стока
Селе¬
дера, сака-
(“горные ов¬
вые
сака, слюит,
раги”)
русла
тринчера,
средне- и вы¬
речных
чин, ТЛЯ ДЯДЯ (
сокогорий
долин
JZJSL
Каналы стока
Сухие русла се¬
(псевдоовра¬
зонных водото¬
ги) возвышен¬
ков (арройро,
ностей пус¬
биллабонг, уэд,
тынь и полу¬
квебрадз, крик,
пустынь (ба-
кули, лавака, на-
ранко, драфт
ла,омурамба,
ирхаер, кхор,
ошана, сайра, уз-
хабцил и др.)
бой, хондо, чиль,
шаабаидр.)
Классификационная схема размывов временных водотоков
2 Геоморфология, № 2
33
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
JVb 2
апрель-июнь
1998
МЕТОДИКА НАУЧНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ
УДК 551.4+528.94
© 1998 г. А.Н. ЛАСТОЧКИН, М.Ю. ЧЕЛПАНОВ
РЕЗУЛЬТАТЫ СОВЕРШЕНСТВОВАНИЯ СОДЕРЖАНИЯ И ЛЕГЕНДЫ
МОРФОЛОГИЧЕСКОЙ КАРТЫ
Некоторые вопросы общего геоморфологического картографирования. Совершен¬
ствование систематики элементов земной поверхности (ЗП), результаты которого
приведены в предваряющей данную статью работе [1], неминуемо влечет за собой
дальнейшую разработку представлений о содержании, легенде и методике построения
карты, призванной обеспечить точную фиксацию и полную характеристику структур¬
ных линий (СЛ), характерных точек (XT) и элементарных поверхностей (ЭП). Для
отражения элементов ЗП в качестве главных и единственных картировочных единиц
выделен специальный тип общих геоморфологических аналитических карт [2].
Эта категория карт противопоставляется синтетическим картам, на которых пока¬
зываются типы рельефа (И.С. Щукин) или, точнее, комплексы форм ЗП (А.И. Спи¬
ридонов). Разделение общего геоморфологического картографирования всего на два
данных направления противоречит наличию впервые установленного А.И. Спири¬
доновым [2] и сейчас общепринятого в геоморфологии [3] мерономического ряда,
состоящего из трех разных по сложности частей ЗП: элементов, форм и комплексов
форм. Если рассматривать их в качестве трех групп главных картировочных единиц,
то становится очевидным, что среди общих геоморфологических карт отсутствует
категория картографических документов, ответственных за отражение тех обра¬
зований ЗП, которые фигурируют под наиболее часто используемым термином "форма
рельефа" (правильнее, "форма ЗП" [4]).
Исключение этой категории карт из теории и практики геоморфологического карто¬
графирования не случайно. Во-первых, их построение должно было бы вернуть гео¬
морфологов обратно к орографии, от которой они давно отказались, потому что не
смогли найти однозначные правила ограничения многих форм ЗП и все попытки их
классификации не привели к каким-либо общепринятым вариантам. До сих пор без
видимых успехов данные работы продолжаются в основном силами гидрографов при¬
менительно к рельефу дна морей и океанов. Во-вторых, стало очевидным, что для
описания всего многообразия форм ЗП историко-генетических характеристик явно не
хватает [3, 4], в то время как ограничиться их сугубо морфологическими определе¬
ниями геоморфологи уже не считают себя вправе, используя происхождение и возраст
в качестве критериев определения и классификации составляющих эти формы эле¬
ментов ЗП, полагая, что "элементы рельефа выделяются, прежде всего, по генетиче¬
ским признакам" [2, с. 23].
В-третьих, несмотря на многократные утверждения о том, что элементы ЗП в
своей совокупности составляют ее формы (на этих утверждениях в частности основы¬
ваются варианты подбора условных обозначений разных категорий элементов), никто
34
их не только не аргументировал, но даже и не проиллюстрировал на примере хотя бы
одной генетической категории форм, "сложив" их из неделимых элементарных частей.
Данные утверждения, прежде всего, базируются на теоретически ошибочной посылке
[3, 4], касающейся мерности "формы рельефа, т.е. неровности в виде объемных тел"
[2, с. 9], состоящих из нуль-, одно- и двумерных элементов. Практически же они не
могут быть подтверждены в связи с тем, что если элементы ЗП (даже в их "досистем-
ном" понимании, например, генетически однородные поверхности) геоморфологи
научились относительно уверенно, хотя и не всегда однозначно отделять друг от
друга, то границы многих форм до сих пор не поддаются (и теоретически не могут
быть подвержены [3,4]) уверенному трассированию.
Из этого клубка нерешенных вопросов видится только один выход. Прежде всего,
надо отказаться от положения о том, что "общие карты должны быть генетическими,
т.е. должны основываться на генетической классификации рельефа" [2, с. 19]. Основа¬
нием для этого отказа по отношению ко всем общим геоморфологическим картам яв¬
ляется само их название. Общими для рельефа, сформированного в любых (надводных
или подводных, гумидных или аридных, горных или равнинных, платформенных или
геосинклинальных и т.д.) условиях являются только его морфологические характери¬
стики [4], которые и должны составлять содержание карт. Генетические категории,
наоборот, разделяют саму геоморфологию и ее картографическую продукцию, требуя
составления специальных карт, с легендами, приспособленными для рельефа того или
иного происхождения, условий рельефообразования, района (или региона) и масштаба
карты. Попытки преодолеть эту разобщенность осуществлялись путем создания имев¬
ших еще в недавнем прошлом большое значение в геоморфологической науке типо¬
вых и универсальных легенд аналитических карт. По сути дела, все они сводились к
классификации "элементов" и форм ЗП, выделенных по генетическому признаку с
присущим ему субъективизмом. При этом, хотя и признается наличие специфических
морфологических черт у генетически однородных картировочных единиц, отражение
их предусматривается только с помощью "очень сжатых дополнительных характе¬
ристик" [2, с. 34] и, прежде всего, заимствованных у топографов горизонталей (см.
ниже).
По крайней мере отказ от генетических категорий должен носить обязательный
характер в отношении аналитических карт, главное требование к которым заключает¬
ся в объективности их составления без использования спорных дефиниций и неодно¬
значных рисовок и без какого-либо синтеза геоморфологических и прочих (прежде
всего геологических) данных при выделении и характеристике картировочных единиц.
Отраженные на них в качестве таких единиц элементы ЗП могут быть систематизи¬
рованы, точно выделены и строго определены только на морфологическом принципе,
так как никакие другие, и в том числе историко-генетические, категории формализа¬
ции не подлежат [1]. Кроме того, они просто не соответствуют названию и главной
цели построения карты, предназначенной для анализа пространственных, а через них и
всех других (функциональных, возрастных, генетических, динамических и т.д.) соот¬
ношений элементов между собой. Аналитическая морфологическая (в отличие от гене¬
тической в классической геоморфологии) карта является не результатом этих и других
видов анализа, а предназначенным для него собственным фактическим материалом
геоморфологии, который призван анализироваться - изучаться как в "чистом виде" без
привлечения дополнительных данных, так и в совокупности с любыми другими гео¬
лого-географическими материалами. Составление аналитической морфологической
карты (карты элементов ЗП) не исключает, а наоборот, делает более обоснованной
базирующуюся не только на "чужом", геологическом, материале, но и на ее собствен¬
ном содержании последующую генетическую характеристику выделенных элементов
в качестве специального вторичного построения, создаваемого путем нанесения допол¬
нительного содержательного слоя на морфологическую "элементную" основу.
Построение на этой общей основе таких специальных вторичных геоморфологических
карт, наполненных разным дополнительным содержанием (о функционировании, воз-
2*
35
расте, механизме развития элементов и др.), с системных позиций есть, по сути дела,
доопределение выделенных морфологических элементов и их связей в соответствии с
конкретными прикладными целями составителя.
Вслед за словами А.И. Спиридонова о том, что "такие (аналитические генетиче¬
ские - А.Л., М.Ч.) карты будут иметь наиболее широкое практическое и теоретиче¬
ское значение" [2, с. 19] следует указать на гораздо большее прикладное применение
аналитической карты элементов ЗП, построенной по морфологическому принципу.
Оно заключается в том, что такая карта может служить (геотопологической [5]) осно¬
вой построения всех "геокомпонентных", комплексных (ландшафтных), специальных и
экологических карт. Учитывая такое широкое, далеко выходящее за рамки классиче¬
ской геоморфологии ее возможное использование, к ней вполне применимо понятие о
первичной модели местности, которая, в отличие от таким образом называемой топо¬
графической карты отличается важным преимуществом - дискретизацией того (ланд¬
шафтно-геоэкологического) пространства, в котором живет и трудится человек, и
дифференциация которого целиком зависит от рельефа ЗП [5]. Морфологическая
карта, в отличие от традиционной аналитической карты, от которой практически
отказались как геологи, так и специалисты по всем надлитосферным геокомпонентам и
геокомплексам [5], предлагает тем и другим жестко фиксируемые в данном про¬
странстве репрезентативные точки наблюдения (XT), "готовые" границы (СЛ) и раз¬
деленные ими площадные элементы (ЭП), лежащие в основе элементарных единиц
почвенной, гидроклиматической, биогеографической и геоэкологической (и прочей
геотопологической [5]) дифференциации.
Говоря же о внутреннем употреблении аналитической морфологической карты в
науке о рельефе и рельефообразующих процессах, необходимо отметить, что она
должна быть, выражаясь терминологией Б.Г. Федорова [6], не картой-выводом с
обязательным изложением представлений о происхождении и возрасте рельефа, а
картой-обоснованием для историко-генетических и многих других заключений и
прежде всего для конструирования и характеристики геоморфологических систем
(ГМС) - группировок выделенных элементов, отношения и связи которых подчиняют¬
ся определенным законам строения ЗП - видам симметрии и диссиметрии. Карта ГМС
и является тем самым "пропущенным" видом общих геоморфологических карт, кото¬
рые предназначены для отражения закономерных группировок выделенных элементов
ЗП. Каждая из таких группировок может выступать как в виде относительно или
даже четко обособленной формы ЗП (частный случай), так и в виде некой части ЗП,
не представляющей собой целостного орографически выраженного образования.
В свою очередь, эта вторая общегеоморфологическая карта должна служить основой
для составления третьей ("синтетической") карты совокупностей ГМС (составных
ГМС [7]), объединенных в единые еще более сложные образования ЗП, называемые
сейчас типами рельефа или комплексами форм ЗП.
Используя опыт общего геоморфологического картографирования в классической
геоморфологии и переходя на новый методологический уровень с формализацией и
систематикой элементов ЗП [1], необходимо заново разрабатывать и постоянно
усовершенствовать методику составления всех трех этих видов картографических
моделей, начиная, естественно, с аналитической морфологической карты.
Дискретность и континуальность аналитической морфологической карты. Несмотря
на широкие потенциальные возможности в использовании карт элементов ЗП, они до
сих пор не нашли себе широкого применения как среди геоморфологов, так и геогра¬
фов разного профиля. В значительной мере низкий спрос на такие карты, наряду с
рядом объективных обстоятельств, определяется и субъективными причинами -
неудачным решением ряда вопросов об их содержании и легенде [3-7]. Главная же из
них сводится к тому, что основное внимание в том и другом уделено отражению
дискретного аспекта ЗП, при явном игнорировании ее непрерывности1.
1 О дискретном и континуальном аспектах ЗП подробно говорится в работах [4, 5,7].
36
Приоритет дискретности в аналитическом морфологическом картографировании
проистекал из: а) унаследованных от классической геоморфологии и заимствованных
из практически всех других областей естествознания общих представлений о необходи¬
мости четкой дискретизации предмета исследования, без которой невозможно проведе¬
ние дальнейших процедур в рамках системного подхода, и б) появившихся возможнос¬
тей строгого членения ЗП в результате установления количественных критериев ее
делимости и неделимости составляющих ее элементов. Реализация этих возможностей
в виде выделения и строгого определения систематизированных элементов ЗП на
аналитической морфологической карте заслонила осознание того, что последующие
системные исследования должны осуществляться именно на ее основе. Учитывая
обширный опыт аналитического картографирования рельефа в классической гео¬
морфологии [2], наиболее важным и первоочередным представлялось четкое отделе¬
ние друг от друга и полная характеристика выделенных элементов ЗП на карте.
Стремление к тому и другому проявилось в создании хотя и универсальной, но гро¬
моздкой легенды, предусматривающей прежде всего исчерпывающую характеристику
положения ЭП по вертикали и крутизне, а также их форму в профиле и в плане в виде
двух слоев накладывающихся друг на друга сложных значковых обозначений. Для
отражения морфологии рельефа были исчерпаны все средства картографического
изображения, что практически исключало ее использование в качестве основы, "под¬
ложки” или первичной модели местности при построении карт самого разного геолого¬
географического и экологического содержания. И без дополнительной специальной
нагрузки чтение базового морфологического содержания карты осуществлялось с
трудом, требуя от ее потребителя постоянной сверки условных обозначений со
знаками в легенде.
Упускался из внимания тот факт, что аналитическая карта должна представлять
собой не только и даже не столько жесткую формальную фиксацию в виде некой
"россыпи" или "конгломерата" элементов ЗП, сколько, одновременно с такой фикса¬
цией, материал для (структурного) анализа - последующего установления их взаимных
пространственных (а через них - функциональных, возрастных, динамических и
прочих) соотношений и связей и выделения их группировок в сложные целостные
образования - геоморфосистемы. Эти связи и соотношения могут наиболее ярко
проступать и поддаваться выявлению на карте, если при ее составлении наряду с
дискретностью отражается и непрерывность ЗП, которая часто в геоморфологическом
обиходе фигурирует под такими неопределенными терминами как "физиономические
черты" или "пластика" рельефа.
По сути дела, континуальность и есть проявление связей между различными частя¬
ми ЗП. Без ее отражения карта нечитаема в смысле легкости и быстроты восприятия
этих связей [8]. Речь идет об интуитивном восприятии, не предусматривающем коли¬
чественных оценок. Проблема заключается в том, чтобы, не теряя читаемости карты,
научиться отражать на ней "организованную континуальность" или связи лишь между
строго фиксируемыми элементами в системном понимании этого слова [1], а не связ¬
ность или непрерывность "вообще" неделимой ЗП, любых ее произвольно мыслимых и
никак не разделяемых частей, как это имеет место на аналитических генетических
картах.
При составлении последних принципиально разные понятия о континуальности и
морфологии рассматриваются в качестве синонимов (первое практически сводится ко
второму), и "лучшим средством изображения морфологических (морфографических,
морфометрических) особенностей рельефа на картах разного масштаба" [2, с. 33]
признаются горизонтали. Совокупность последних рассматривается не просто как
часть географической основы, заимствованной из континуальной первичной модели
местности - топографической карты, а в качестве "существенной части специальной
нагрузки общих геоморфологических карт" [2, с. 34].
Действительно, система горизонталей в определенной мере и привычно для глаз
показывает пластику рельефа, но связи и отношения в рельефе она отражает не в
37
38
Рис. 1. Легенда морфологической карты
Рис. 2
системном или тектологическом (организационном) значении этих слов (в смысле
структуры), предусматривающем наличие взаимосвязанных элементов ЗП, а "неорга¬
низованно”, "стихийно" доступна лишь для самой общей интуитивной визуализации, а
не строгого структурного анализа. Более того, изолинейный способ отражения поверх¬
ности топографического ряда, при всех его достоинствах, в связи с используемыми при
проведении изолиний любыми видами интерполяций между наблюдаемыми значения¬
ми, препятствует ее дискретному представлению, что естественно, в свою очередь,
исключает установление с его помощью строения этой поверхности, понимаемого как
совокупность пространственных отношений и связей между ее элементами.
39
Рис. 2. Фрагменты топографических карт (а, в, д) и морфологические карты (б, г, е) тех же участков
Кроме того, горизонтали частично показывают связи только в одном, эквипотен¬
циальном или поперечном, направлении в рельефе. Продольное же или "токовое"
направление в связях вычитывается лишь косвенно, через согласованные изгибы
(выступы, заливы) горизонталей. Наряду с этим отражение тех и других связей всегда
носит опосредованный характер в целом, потому что сами горизонтали фиксируют не
какие-либо реальные отношения, а являются условными геометрическими образами,
используемыми для показа положения ЗП относительно трех пространственных
координат.
Усовершенствованная легенда аналитической морфологической карты. Учиты¬
вая опыт составления и отрицательные стороны как генетических, так и предложен¬
ных нами [3-5, 7] морфологических аналитических карт, легенду последних предлага¬
ется резко упростить. Причем это осуществляется за счет не сокращения ее содер¬
жания, а использования относительно нового в геоморфологическом картогра¬
фировании средства картографического отражения рельефа ЗП. Морфологическая
характеристика элементов ЗП, кроме незначительного числа самых важных XT
(Со,Со,С^,С^,С2,С2)2 *, требующих специального обозначения на карте, представле¬
на всего двумя системами различающихся линий: линейными элементами, или СЛ и
линиями тока (векторными линиями) по ЗП (рис. 1, 2). Обе эти системы, дополняя друг
друга, выполняют противоположные функции и уже не "стихийно", а в отличие от
горизонталей "организованно" отражают дискретный и континуальный аспекты ЗП -
сами элементы, а также пространственные связи и отношения между ними.
Главная функция СЛ - отражение дискретного аспекта ЗП. С их помощью фикси¬
руются сами линейные элементы, образующиеся при их пересечении и сочленении XT
2 Индексация элементов рассмотрена в предваряющей данную статью работе, посвященной их усовер¬
шенствованной систематизации и формализации [1].
40
и ограниченные ими со всех сторон ЭП. Вместе с тем они же выступают в роли линий
связи как в поперечном, так и в продольном латеральном направлениях3. Если в
поперечном направлении эти пространственные связи отражают в основном возраст¬
ные отношения группирующихся в СЛ L5 и L6 одновозрастных отличительных точек,
то в продольном - функциональные и динамические связи между отличительными точ¬
ками, геометрические места которых выступают в качестве СЛ Lb L2, L7 (гребневых,
килевых линий и морфоизографов). '
Однако СЛ фиксируют непрерывные связи только вдоль них самих, между отличи¬
тельными точками, оставляя несвязными расположенные между ними пространства -
ЭП. Совокупность же СЛ в целом выступает в роли каркаса, являясь картографиче¬
ским аналогом кристаллической решетки или отражающего дискретную связность
скелета живого организма без заполняющей его мягкой ткани. Этот каркас является
жесткой основой строения ЗП. И если под структурой вообще понимается инвариант
системы, то в рамках этого инварианта, в свою очередь, может быть выделена наи¬
более (самая) устойчивая его жесткая каркасная часть, меняющаяся лишь качествен¬
но с разрушением старой и созданием новой ГМС ("инвариант инварианта"), и менее
устойчивая, более эластичная, подвергающаяся количественной изменчивости состав¬
ляющая структуры, объединяющая ("заполняющая") на основе этого каркаса весь
объект изучения.
Эта, вторая, составляющая структуры выражается линиями тока по ЗП - кривыми,
в каждой точке которых вектор первой производной от высоты или глубины Н'(х, у)
касается ее. Через каждую точку ЗП проходит лишь одна линия тока. Векторные
линии не пересекаются между собой и всегда перпендикулярны горизонталям. Наряду
со свойствами и правилами трассирования и использования векторных линий ранее [7]
говорилось о том, что отражающая их карта имеет большое самостоятельное значе¬
ние при изучении литодинамических процессов. Это значение сейчас должно быть
переоценено. Статус векторных линий существенно изменен. Если ранее для их
отражения предлагалось создавать отдельное специализированное построение, сопут¬
ствующее (наряду с другими картами основных геоморфологических параметров ЗП)
морфологической аналитической карте [7], то сейчас речь идет о том, чтобы рассмат¬
ривать совокупность векторных линий в качестве существенной части нагрузки самой
этой карты.
При этом векторные линии рассматриваются не столько как альтернатива вклю¬
чению горизонталей в содержание генетической аналитической карты. Их роль в
картографическом отражении морфологии рельефа не ограничивается фиксацией
континуального аспекта ЗП и связей между СЛ в рамках площадных элементов. Она
намного шире прежде всего потому, что линии тока в отличие от горизонталей фикси¬
руют, определенные реалии - трассы или траектории не только литодинамических, но
и гидродинамических, геохимических и прочих потоков по ЗП и в ее ближайшей
окрестности, которые в основном обеспечивают распределение и перераспределение
вещества и энергии в ландшафтно-геоэкологическом пространстве [5].
На рис. 1 представлена усовершенствованная легенда аналитической морфологиче¬
ской карты. Она построена в соответствии с обоснованными выше принципами, а
именно на использовании линий двух типов - структурных и векторных. Первые
отражают дискретный аспект ЗП и ограничивают ЭП, вторые однозначно показыва¬
ют направления падения ЗП и потоков по ней и в ее ближайшей окрестности и
отражают континуальность ЗП. Отсутствие векторных линий на некоторых площад¬
ных элементах указывает на то, что данные ЭП являются горизонтальными (-Р). На
вертикальных ЭП (IP) их верхние и нижние границы сливаются. В пределах всех
остальных наклонных площадных элементов (/Р или просто Р) векторные линии про¬
ходят от верхних их границ к нижним, не прерываясь, а лишь осложняясь перед
каждой СЛ L5 или L6 (выпуклыми и вогнутыми перегибами) стрелками, указывающими * 413 Представления о продольном и поперечном направлениях в рельефе изложены в монографиях [3-5,7].
41
на падение поверхности. От гребневых линий (Lj) они отходят, а к килевым (L2) под¬
ходят, асимптотически приближаясь к ним, но не пересекаясь с ними.
Векторные линии отражают форму ЭП в плане. Схождение их указывает на вогну¬
тую в плане поверхность (Р), расхождение - на выпуклую (Р). На прямолинейных в
плане или выдержанных по простиранию ЭП (Р) векторные линии представлены
прямолинейными и параллельными друг другу отрезками.
За счет изменения плотности векторных линий на морфологической аналитической
карте предлагается показывать форму ЭП в профиле, исходя из принципа: чем круче,
тем интенсивнее сток и больше количество линий тока. На вогнутых в профиле пло¬
щадных элементах (Рс-а) плотность векторных линий удваивается в их верхней части,
на выпуклых (Ра_с), наоборот, - в нижней части, а на прямолинейных (Рв_в) количество
линий тока не меняется от нижней до верхней границ.
Зная форму в профиле и ограничения ЭП, для которых легендой предусмотрены
специальные обозначения (рис. 1), не трудно отнести каждую из них по вертикальному
положению к разным категориям: верхним (плосковершинным, привершинным, вдоль-
гребневым), собственно склоновым, нижним (плосковершинным, привершинным,
вдолькилевым), сквозным. А по относительной крутизне собственно склоновые
площадные элементы легко распознаются опять-таки в зависимости от ограни¬
чивающих их верхних и нижних СЛ, разделяясь на фасы, уступы, площадки и
подножия.
Фрагменты топографических карт и морфологические карты для тех же участков,
построенные по новой легенде, приведены на рис. 2. Использованы карты различных
масштабов - 1:1 000 (рис. 2, а, б), 1:10 000 (рис. 2, в, г), 1:200 000 (рис. 2, д. е).
Карты также отличаются друг от друга по характеру рельефа, абсолютным и относи¬
тельным высотам, превышениям, крутизне и т.д. На рис. 2, д, е показан субакваль-
ный рельеф. Рассмотренные примеры, свидетельствуют о значительно лучшей читае¬
мости морфологических карт, составленных по усовершенствованной легенде. На них
наглядно передается информация об устройстве поверхности, ее элементаризации,
направлениях падения ЗП и потоков по ней и в ее окрестности. Непосредственно на
карту можно наносить полные индексы ЗП (всех или выборочно) в соответствии с
легендой.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Ласточкин А.Н. Результаты совершенствования систематики элементов земной поверхности // Гео¬
морфология, 1998, № 1. С. 10-20.
2. Спиридонов А.И. Геоморфологическое картографирование. М.: Недра, 1985. 182 с.
3. Ласточкин А.Н. Рельеф земной поверхности. Л.: Недра, 1991. 340 с.
4. Ласточкин А.Н. Морфодинамическая концепция общей геоморфологии. Л.: Изд-во ЛГУ, 1991. 220 с.
5. Ласточкин А.Н. Геоэкология ландшафта. СПб.: Изд-во СПбГУ, 1995. 280 с.
6. Федоров Б.Г. Морфологический анализ и морфологический синтез // Вести, ленингр. ун-та. Сер. Геология
и география. Вып. 3. С. 17-23.
7. Ласточкин А.Н. Морфодинамический анализ. Л.: Недра, 1987. 271 с.
8. Салищев К.А. Картография. М.: Высшая школа, 1982. 272 с.
Санкт-Петербургский государственный
университет
Географический факультет
Поступила в редакцию
26.05.97
IMPROVEMENT OF LEGEND AND CONTENT OF GEOMORPHOLOGICAL MAP
A.N. LASTOCHKIN, M.Yu. CHELPANOV
Summary
The possibility of land surface elements classification by the morphological principle only is grounded. The
morphological map (the map of land surface elements) is considered as basic model of locality. Instead of complicated
set of insignia, structural and vector lines are used in the legend of the map. These lines express, correspondingly,
discrete and continual aspects of land surface. In the result the legend became much more simple and the map based on
it - more readable; at that informative value of the latter may be augmented.
УДК 551.4.01
© 1998 г. А.Ю. СИДОРЧУК
МОДЕЛЬ ДЛЯ РАСЧЕТА МОРФОМЕТРИИ СТАБИЛЬНОГО ОВРАГА
Введение
Значимость овражной эрозии хорошо известна. Общий объем оврагов на Русской
равнине составляет 4 млрд, м3 или 4% общего объема перемытых почв за последние
300 лет [1]. Овраги полностью разрушают плодородный почвенный слой, выводят из
сельскохозяйственного использования окружающие овраг земли. По А.Г. Рожкову [2],
площадь оврагов за сто лет интенсивного оврагообразования в России составила
6 млн. га, а площадь заовраженных земель, на которые овраги оказывают отрица¬
тельное влияние, - около 30 млн. га. На русской равнине ежегодно разрушается овра¬
гами 45-90 тыс. га земель [3].
Развитие оврагов проходит в две основные стадии, при участии разных рельефо¬
образующих процессов. На первой стадии преобладают размыв днища оврагов и отно¬
сительно быстрая трансформация поперечного профиля оврага склоновыми про¬
цессами. На второй стадии продольный профиль оврага стабилизируется, здесь проис¬
ходит транспорт наносов или слабая аккумуляция. Идет расширение днища оврага за
счет боковой эрозии, и медленное перемещение грунтов на его откосах. За первую
стадию развития оврага вырабатывается 80% его длины, 60% его площади и 35%
объема [4]. Но продолжительность этой стадии составляет не более 5% общего пе¬
риода развития оврага. На протяжении основного времени существования оврага его
морфометрия близка к устойчивым характеристикам.
Две стадии развития оврага предполагают наличие двух моделей для описания его
эволюции. Для первой стадии необходима динамическая модель, с помощью которой
можно рассчитывать быстрые изменения отметок днища оврага, попятное про¬
движение его вершины [5 6]. В то же время для реализации противоэрозионных меро¬
приятий часто достаточно знать конечные максимально возможные размеры оврага. В
этом случае необходима модель морфометрии стабильного оврага, которую в даль¬
нейшем будем называть статической моделью.
Главные допущения статической модели
Модель морфометрии стабильного оврага базируется на предположении неизмен¬
ности во времени t отметок днища оврага Z и ширины его днища Wb.
dZ/dt = 0;dWb/dt = 0.
(1)
Как следует из уравнения деформации
(l-e)dZ/dt = -dqs/dX,
для этого необходимо, чтобы удельный расход наносов qs (с учетом пористости
наносов е) не изменялся по длине X: dqJdX = 0. Это критерий существования вырабо¬
танного продольного профиля русла в понимании Н.И. Маккавеева [7] при всей
условности этого понятия, на которую указывал Маккавеев. Выработанный про¬
дольный профиль русла (без учета геохимических и биохимических процессов) может
существовать в двух случаях: 1) если скорость взмыва наносов со дна равна интенсив¬
ности аккумуляции наносов; 2) если и взмыв, и аккумуляция наносов в русле отсутст¬
вуют.
Первый случай обычно рассматривается при анализе выработанного продольного
профиля дна активного речного потока [8-10]. Второе условие широко применяется
при проектировании ирригационных каналов [11]. Оно может быть применено для
расчета профиля стабильного оврага в связных грунтах, когда скорость потока U в ов¬
раге больше, чем критическая скорость V'r, при которой начинается осаждение частиц
мелких наносов, смываемых с водосбора, и одновременно меньше критической ско¬
рости V" начала размыва связных грунтов ложа оврага: V'r < U < V". На этом усло¬
вии основаны методики расчета профиля устойчивого русла Ц.Е. Мирцхулава [12],
морфометрии стабильного оврага Е.Ф. Зориной [13-15], Л.А. и В.В. Адерихиных [16].
Предлагаемый в настоящей статье вариант статической модели овражной эрозии
является дальнейшим развитием модели Е.Ф. Зориной.
Основные компоненты модели Е.Ф. Зориной
Модель была разработана в конце 70-х гг. и в дальнейшем несколько модифици¬
ровалась [13-15, 17]. Для расчета критической скорости начала размыва используется
формула Шези-Маннинга:
у"2
Гсг
(2)
Она решается относительно уклона 5, а глубина потока D частично через расход воды
Q, скорость V" и ширину потока W:
D =
Q
V'W
(3)
Тогда уклон днища стабильного оврага выразится формулой:
п (V'r)2,61 п2 (W / D)0,67
0 “ q0,67 V '
Е.Ф. Зорина предполагает, что шероховатость ложа (коэффициент Маннинга п) и
коэффициент формы потока W/D мало изменяются по длине оврага, и стабильный
уклон контролируется в основном критической неразмывающей скоростью потока и
критическим расходом воды. Формула (4) совместно с эмпирической связью уклона
оврага в низовьях с его длиной L и глубиной базиса эрозии Н использована для вывода
формулы для расчета максимальной длины стабильного оврага Lm:
Т _ А 90 НЦ
m ’ (v;/)2i6V(w/d)0’67
Были также выведены полуэмпирические формулы для максимальной глубины овраж¬
ного вреза, площади и объема оврага.
44
Принципиальное значение имеет назначение критического расхода воды. Е.Ф.
Зорина предлагает использовать максимальный расход воды 1% обеспеченности. В
случае вычисления максимальной длины оврага, на что и сориентирована методика,
это вполне логичное предложение, так как меньшие расходы воды дают слишком
малую длину стабильного оврага, а большие расходы имеют повторяемость меньше
обычного времени существования оврагов.
Модификация методики Е.Ф. Зориной
Методика была модифицирована в нескольких направлениях: 1) предложено учиты¬
вать изменчивость относительной ширины потока при изменении расходов воды;
2) введены необходимые зависимости для расчета не только максимальной длины
оврага, но и формы продольного профиля; 3) предложено учитывать все расходы
воды, формирующие стабильный овраг; 4) разработан метод расчета поперечного
профиля стабильного оврага; 5) методика реализована в виде программного комплекса
для ЭВМ.
Форма продольного профиля стабильного оврага
Изменение относительной ширины потока при изменении расходов воды по длине
потока обусловлено более быстрым увеличением ширины, чем глубины при увеличе¬
нии расхода воды. В зависимости
WID = aQb (5)
показатель степени b больше нуля и, согласно Брею [18], равен 0,2
Формула (4) с учетом (5) записывается в виде:
S = KQ~m (6)
Здесь К = a(V")2,61 л2; т = 0,67(1 - Ь). В случае изменения вдоль оврага литологии
прорезаемой толщи К является функцией расстояния.
Применимость формулы типа (6) для описания устойчивых профилей эрозионных
форм достаточно исследована. Эмпирические формулы, показывающие обратную
зависимость между уклоном и расходом воды (или заменяющих его длиной русла и
площадью водосбора) хорошо известны для речных русел, которые обычно находятся
в состоянии динамической устойчивости [7, 19]. Имеются работы, в которых эта за¬
висимость применена для овражных врезов [20], в том числе для разделения оврагов
на активные и стабильные [21].
Так как расход воды в точке X является функцией длины линий тока (через связь с
площадью водосбора) и модуля расхода М: Q = Mf(X), то формула (6) переписывается
в виде обыкновенного дифференциального уравнения:
^ = -К(Х)МГп\Х) (7)
аХ
Оно легко решается при известных функциях К(Х) и/(Х), результатом решения
является продольный профиль стабильного оврага при заданном критическом модуле
стока воды. Вид функции /(X) определяется формой овражного водосбора. Для
некоторых форм простой геометрии эта функция может быть задана аналитически. В
общем случае функция/(X) задается в табличной форме. Функция К(Х) определяется
литологией прорезаемой толщи и шероховатостью русла. Она претерпевает разрывы
в точках смены литологии, ее также целесообразно задавать в виде таблицы. Так что
обычно уравнение (7) решается численно.
При расчете формы продольного профиля нецелесообразно использовать только
один расход воды малой обеспеченности. Время его прохождения недостаточно для
45
формирования стабильного выработанного продольного профиля, а объем стока - для
выноса соответствующего количества наносов. Во флювиальной геоморфологии уже
давно сложилось представление о том, что все расходы воды, проходящие по руслу, в
той или иной степени производят русловые переформирования. Как отметил
Н.И. Маккавеев [7], принято считать, что величина этих переформирований опре¬
деляется величиной стока наносов QSiAth переносимых при прохождении данного
расхода воды Q( за время его прохождения Att. Исходя из этого принципа Н.И. Макка¬
веев разработал методику расчета руслоформирующего расхода воды [7]. Этот прин¬
цип был применен нами при расчете выработанного продольного профиля речного
русла в условиях нижнего Терека [9], было получено близкое совпадение фактического
выработанного и рассчитанного продольного профиля.
Применительно к расчету выработанного продольного профиля стабильного оврага
с учетом всего диапазона формирующих его максимальных расходов воды необходима
следующая последовательность вычислений:
а) Весь диапазон максимальных годовых модулей стока воды разбивается на N интер¬
валов.
б) Для каждого модуля стока воды Mh приходящегося на середину /-того интервала,
рассчитывается (или берется измеренный) модуль расхода наносов Msi (отнесенный ко
всей площади водосбора оврага) и повторяемость Р, модулей стока из данного интер¬
вала.
в) По формуле (7) вычисляются отметки стабильного профиля оврага Zfy для каждого
/-того модуля стока воды.
г) Производится осреднение с весом каждой группы из N отметок продольного
профиля Zlp которые относятся к точке продольного профиля Хр В качестве весовой
функции используется произведение М5гРг:
£ 4,ад
Z0 )=&Ц (8)
I ад
i=i
В качестве минимальной целесообразно назначать повторяемость максимальных моду¬
лей стока воды раз в 100-200 лет, исходя из обычной продолжительности формиро¬
вания стабильных оврагов.
На рис. 1 показан пример подобного осреднения для продольного профиля оврага
Уайтхэд Крик, у г. Голбурн в юго-восточной Австралии. Этот овраг развивается бо¬
лее 150 лет и в основном выработал свой продольный профиль. Рассчитанный
продольный профиль, осредненный по формуле (8), удовлетворительно совпадает с
измеренным. В то же время ни один из продольных профилей, рассчитанных с исполь¬
зованием частных модулей стока, не может адекватно описать эту форму. В нижней
части продольного профиля основное значение для его формирования имеют расходы
малой величины и большой повторяемости. Верхняя часть выработанного продольного
профиля формируется исключительно большими расходами малой повторяемости.
Форма поперечного профиля стабильного оврага
Уклон бортов стабильного оврага ф можно рассчитывать по условию устойчивости
склона при плоском оползании:
Р.
-W р , ч* 2 г \
Мап(ф) cos (ф)-
Р
Б1п(2ф)
2
(9)
Здесь Ch - связность грунтов, ф - угол внутреннего трения, Dt - глубина овражного
вреза, w - объемная влажность грунта, ps и р - плотность грунта и воды, g - уско¬
рение свободного падения.
46
Zm
1
fOO
mo
/ш\м
ЕЕ]/ ЕЗ/ 1ПШ4
Рис. 1. Расчет стабильных продольных профилей дна оврага Уайтхэд Крик
1 - профили при расходах повторяемостью раз в 1, 2, 5, 10, 20, 50, 100 лет; 2 - профиль при
осреднении по формуле (8); 3 - начальный профиль склона; 4 - фактический продольный профиль
оврага
Ширина устойчивого днища оврага, по аналогии с шириной речного русла, может
быть представлена, как функция расхода воды:
Коэффициент р обычно около 10,0; показатель степени q обычно 0,4-0,5.
Тогда форма поперечного профиля стабильного оврага опишется трапецией с
высотой Dt, шириной по дну Wb и шириной поверху Wt = Wb + 2,0Dt /[tan(cp)].
Изложенная методика была реализована в виде программного комплекса STGUL.
Исходная информация вводится в интерактивном режиме с помощью дружественного
меню в следующей последовательности:
1) Название оврага; площадь водосбора; длина водосбора; отметка устья оврага;
количество литологических однородных слоев грунта, прорезаемых оврагом; макси¬
мальные годовые модули стока воды с повторяемостью раз в 1, 2, 5, 10, 20, 50 и
2) Форма водосбора в плане (по предлагаемому списку); или формула зависимости
площади водосбора F от расстояния от устья оврага Х\ или таблица с этой зави¬
симостью.
3) Продольный профиль начального склона в виде таблицы Z-X.
Далее для каждого литологически однородного слоя вводятся следующие характе¬
ристики:
4) Критическая скорость начала размыва выбирается по списку на основании литоло¬
гии грунта или рассчитывается по формуле Мирцхулава [12]. Возможно также по¬
добрать значение критической скорости (при прочих известных параметрах) на основа¬
нии морфометрии стабильного участка продольного профиля.
5) Коэффициент шероховатости Маннинга выбирается по списку на основании литоло¬
гии грунта или рассчитывается по формуле Шези-Маннинга.
6) Коэффициент а и показатель степени b в зависимости (5) формы живого сечения
потока от расхода воды.
(Ю)
Реализация расчетной схемы формирования стабильного оврага
100 лет.
47
F=*l/ DU/ ЕЭ/ (ZD; И/
Рис. 2. Стабильный продольный профиль оврага Кипит
1 - начальный продольный профиль склона; 2 - отметки современного продольного профиля дна
оврага;
3 - рассчитанный стабильный продольный профиль; 4 - кровля сланцев; 5 - терраса
1.—*I / Г~° Iг \s ~Лз
Рис. 3. Стабильный продольный профиль оврага Снейк
1 - начальный продольный профиль склона; 2 - отметки современного продольного профиля дна
оврага;
3 - рассчитанный стабильный продольный профиль
48
Рис. 4. Потенциал овражной эрозии на водосборе Брук Крик
1 - существующий овражный врез; 2 - вероятный врез при полном развитии системы; 3 - ложбины на
водосборе
49
7) Угол устойчивого откоса; или связность, плотность, угол внутреннего трения, влаж¬
ность грунта для расчета устойчивого откоса по формуле (9).
8) Коэффициент р и показатель степени q в зависимости (10) ширины стабильного
днища от расхода воды.
Все исходные данные могут быть заранее подготовлены в виде отдельных файлов.
После ввода исходной информации производится расчет и на экран выводится
график продольного профиля стабильного оврага, а в виде отдельного файла получа¬
ется таблица отметок дна, глубин, ширин, удельных объемов по длине оврага, а
также общая длина, площадь и объем стабильного оврага.
Примеры расчета продольных профилей стабильных оврагов
Для сравнения рассчитанных и фактических продольных профилей стабильных ов¬
рагов было обследовано несколько оврагов на юго-востоке Австралии. Эта терри¬
тория подверглась интенсивной овражной эрозии после 1810-50 гг., когда европейские
переселенцы активно вырубали эвкалиптовые леса и использовали земли под пашню и
пастбища. В юго-восточной Австралии объем овражной эрозии составляет 37% от
общего объема перемытых почв [22], что связано с использованием земель в основном
в качестве пастбищ. К настоящему времени большинство оврагов выработали ста¬
бильный продольный профиль, во всяком случае на нижних участках, достигли
максимальной длины и медленно расширяются за счет выполаживания склонов.
Овраг Кипит у г. Ганнада (Новый Южный Уэльс) имеет длину 500 м при длине
водосбора 1500 м и его площади 46 га. На протяжении 450 м овраг врезан в бурые
суглинки, на коротком верхнем участке - в черные сланцы (рис. 2). Продольный про¬
филь в суглинках находится в состоянии динамической устойчивости. До 1920-25 гг.
его отметки были близки к современным. В 30-е годы на дне оврага произошла акку¬
муляция мощностью до 1,5 м. Время этой аккумуляции фиксируется многочисленными
пивными бутылками с датами выпуска на донышках, разбросанными по всей толще
аккумуляции. В дальнейшем эта толща была прорезана и в 1992 г. отметки продоль¬
ного профиля были уже несколько ниже отметок 20-х гг. Неразмывающая скорость
V" Для суглинков была определена обратным расчетом по морфологии профиля на
нижних 100 м оврага. Она составила 1,5 м/с. Для сланцев неразмывающая скорость
рассчитана тем же способом по верхней части профиля, она равна 2,7 м/с. Рас¬
считанный стабильный продольный профиль близок к фактическому, однако возможно
продолжение врезания в суглинки в средней части оврага. Конечная длина стабильного
оврага Кипит может достигнуть 800 м, его объем - 95440 м3.
Водосбор оврага Снейк (бассейн реки Сноуи, Новый Южный Уэльс) имеет площадь
11,8 га и общую длину 800 м. Сложен сильно выветренными гранитами, на верхних
нескольких метрах профиль выветривания образован сцементированной дресвой. Сов¬
ременный овраг расположен на выпуклом деллювиально-коллювиальном шлейфе
(рис. 3). Нижняя часть вреза представляет собой балку с устойчивым днищем и поло¬
гими заросшими бортами. Этот участок был использован для калибровки нераз¬
мывающей скорости V'r\ она составила 1,8 м/с. Это значение было использовано для
расчета стабильного продольного профиля оврага. Его длина может составить 730 м,
объем - 27790 м3.
Овраг Брук Крик имеет длину по основному руслу около 1500 м, площадь во¬
досбора 206 га. По основному руслу практически полностью выработан стабильный
продольный профиль в сланцах и суглинках. Для последних с помощью процедуры
калибровки подобрано значение критической скорости V" = 1,4 м/с. Для всех выра¬
женных в рельефе ложбин на водосборе этого оврага были рассчитаны стабильные
отметки дна, глубины, ширины и объемы вреза. Тем самым получена карта потен¬
циала овражной эрозии на водосборе оврага Брук Крик (рис. 4). Далеко не все лож¬
50
бины на водосборе могут переформироваться в овраги, однако из общей потен¬
циальной длины оврагов на этом водосборе в 9,9 км в настоящее время выработано
только 4,1 км (41%).
Заключение
Рассчитанные и фактические продольные профили для стабильных оврагов юго-
восточной Австралии достаточно близко совпадают, что свидетельствует о приме¬
нимости предложенной схемы расчета. В то же время отдельные положения методики
требуют дальнейшего уточнения. Коэффициенты а и показатели степени Ъ в зависи¬
мости (5) формы живого сечения потока от расхода воды несомненно различны для
разных литологических условий врезания оврага. В настоящее время эти значения
установлены для весьма ограниченного класса грунтов, в основном несвязных. Эта
зависимость характеризуется разными коэффициентами при изменении морфометрии
потока по длине русла, и при изменении уровня воды в одном створе. Последнее
обстоятельство требует своего учета в методике. На малом количестве натурного
материала получены коэффициенты р и показатели степени q в зависимости (10)
ширины стабильного днища от расхода воды. Они также контролируются литологией
прорезаемой оврагом толщи. Коэффициент шероховатости п обычно изменяется с
изменением уровня воды в русле, это также должно найти отражение в методике.
Наиболее уязвимым местом во всех методах расчета выработанного профиля русла
является необходимость выбора одного или нескольких формирующих расходов воды.
Правильность выбора может быть обоснована только массовым сравнением рас¬
считанных и фактических выработанных профилей русла, для чего обычно нет доста¬
точного количества наблюдений.
Эти и другие недостатки предложенной методики во многом сглаживаются процеду¬
рой калибровки величины критической скорости потока для каждого конкретного
оврага по морфометрии устойчивого участка его продольного профиля при прочих
заданных параметрах расчета. Такая калибровка применима к широкому списку
объектов, так как у многих оврагов в низовьях уже имеется участок русла со стабиль¬
ной морфометрией. Калибровка существенно уменьшает влияние на результаты ра¬
счета как ошибок при назначении расчетных параметров, так и неточностей, заложен¬
ных в основных предпосылках методики.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Сидорчук А.Ю. Эрозионно-аккумулятивные процессы на Русской равнине и проблемы заиления малых
рек // Тр. Академии водохозяйственных наук. Вып. 1. Водохозяйственные проблемы русловедения. М.,
1995. С. 74-83.
2. Рожков А.Г. Овражная эрозия и мелиорация заовраженных земель // Закономерности проявления
эрозионных и русловых процессов в различных природных условиях. М.: Изд-во МГУ, 1987. С. 16-17.
3. Волощук М.Д. Теоретические и практические основы восстановления почв, пораженных эрозией //
Закономерности появления эрозионных и русловых процессов в различных природных условиях. М.:
Изд-во МГУ, 1987. С. 19-20.
4. Косов Б.Ф., Никольская И.И., Зорина Е.Ф. Экспериментальные исследования оврагообразования //
Экспериментальная геоморфология. Т. 3. 1978. М.: Изд-во МГУ, С. 113-140.
5. Трофимов А.М., Московкин В.М. Математическое моделирование в геоморфологии склонов. Казань:
Изд-во Казанского ун-та, 1983. 218 с.
6. Sidorchuk A. Gully Erosion and Thermoerosion on the Yamal Peninsula // O. Slaymaker ed. Geomorphic Hazards,
Chichester: J. Wiley and Sons, 1996. P. 153-168.
7. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 346 с.
8. Алексеевский Н.И., Михайлов В.Н., Сидорчук А.Ю. Гидролого-морфометрическое обоснование опти¬
мального регулирования русла в низовьях р. Терек // Вестник МГУ. Сер. 5, География. 1985. № 4.
С. 99-105.
9. Сидорчук А.Ю. Прогнозирование и предупреждение затоплений сельскохозяйственных земель павод¬
ковыми водами // Актуальные вопросы эрозиоведения. М.: Колос, 1984. С. 207-222.
51
10. Чалов Р.С. Выработанный продольный профиль и направленные вертикальные деформации речных
русел // Геоморфология. 1995. № 3. С. 18-24.
11. Замарин ЕЛ. Транспортирующая способность и допускаемые скорости течения в каналах. М.:
Гострансиздат, 1951. 70 с.
12. Миртцхулава Ц.Е. Основы физики и механики эрозии русел. Л.: Гидрометеоиздат, 1988. 303 с.
13. Зорина Е.Ф. Расчетные методы определения потенциала овражной эрозии // Эрозия почв и русловые
процессы. Вып. 7. М: Изд-во МГУ, 1979. С. 81-89.
14. Зорина Е.Ф. Прогноз количества и длины оврагов в пределах балочного водосбора // Эрозия почв и
русловые процессы. Вып. 8. М.: Изд-во МГУ, 1981. С. 80-91.
15. Косов Б.Ф., Белова Е.М., Зорина Е.Ф. и др. Опыт оценки потенциала роста оврагов в Европейской
части СССР // Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 6. М.: Изд-во МГУ, 1977. С. 43-54.
16. Адерихина Л.А., Адерихин В.В. Потенциал роста оврагов в длину в условиях мелового юга Средне¬
русской возвышенности // Восьмое межвузовское координационное совещание по проблеме эрозионных,
русловых и устьевых процессов. Воронеж, 1993. С. 5-6.
17. Овражная эрозия. М.: Изд-во МГУ, 1989. 168 с.
18. Bray D.I. Regime equations for gravel-bed rivers // D.R. Hey et al. (ed.). Gravel-bed rivers. Chichester, J. Wiley
and Sons Ltd., 1982. P. 520-542.
19. Leopold L.B., Wolman M.G., Miller J.P. Fluvial processes in geomorphology. San Francisco: Freeman, 1964.
522 p.
20. Schumm S.A., Harvey M.D., Watson C.C. Incised channels. Morphology, dynamics and control. Water-Res. Publ.,
1984. 200 p.
21. Nanson G.C., Erskine W.D. Episodie changes of channels and floodplains on coastal rivers in New South Wales //
Fluvial geomorphology of Australia, Sydney: Acad. Press, 1988. P. 201-208.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 07.05.96
MODEL FOR CALCULATION OF STABILIZED GULLY MORPHOLOGY
A.Yu. SIDORCHOUCK
Sum m a г у
For taking erosion-control measures the maximum final size of gully is important. Static model for calculating the
longitudinal and transversal profiles is proposed. Gully is supposed to be stabile, formed in cohesive ground; the
stream velocity - to be higher then critical one, at which accumulation of little particles begins, and at the same time
to be lower than the scouring rate. In the model the whole range of water discharge is taken into account. The
corresponding computer program has been compiled.
52
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№2
апрель-июнь
1998
НАУЧНЫЕ СООБЩЕНИЯ
От редколлегии
23 февраля 1998 г. исполнилось 70 лет основному автору данной статьи, одному из ве¬
дущих геоморфологов и ландшафтоведов Закавказья, президенту Азербайджанского геог¬
рафического общества и директору Института географии Национальной академии наук
Азербайджана, академику НАНА Будагову Будагу Абдулали-оглы, автору более 400 науч¬
ных трудов, в том числе двух десятков монографий и книг. Воспитанник отдела гео¬
морфологии Института географии АН СССР, он известен прежде всего своими фунда¬
ментальными исследованиями проблем геоморфологии, неотектоники и палеогеографии
Ю-В Кавказа, Азербайджана и Закавказья, которые были удостоены Золотой медали
им. Н.М. Пржевальского Географического общества СССР, а также медалей ВДНХ. Он
является автором и соавтором двух изданий учебника "Общая геоморфология" (на азерб.
яз.), серии среднемасштабных и атласных карт, воспитателем более 30 кандидатов наук.
Б.А. Будагов - один из основоположников современной азербайджанской геоморфологи¬
ческой школы. Много лет он являлся членом редколлегии журнала "Геоморфология", был
активным членом Геоморфологических комиссий АН СССР и Закавказья, организатором и
гостеприимным хозяином многих международных и всесоюзных совещаний в Баку. Он внес
крупный вклад в развитие сотрудничества и дружбы между азербайджанскими и мос¬
ковскими учеными.
Редколлегия журнала "Геоморфология", отдел геоморфологии Института географии
РАН и Геоморфологическая комиссия РАН сердечно поздравляют нашего коллегу и друга
Будага А. Будагова со славным Юбилеем, желают ему новых творческих свершений, успе¬
хов, счастья и кавказского долголетия.
УДК 551.4.044(479.24)
©1998 г. Б.А. БУДАГОВ, Э.К. АЛИЗАДЕ
ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ И ДИФФЕРЕНЦИАЦИИ
МОРФОСТРУКТУР АЗЕРБАЙДЖАНА
Рельеф Азербайджанской Республики образуют горы и равнины покровно-блокового и
складчато-блокового происхождения, что характерно для шовных зон земной коры. Он
сформировался за длительный геологический период в условиях столкновения Закав¬
казской, Анатолийско-Иранской и Скифской литосферных плит. В результате их сбли¬
жения произошло горизонтальное сжатие Закавказского массива со стороны Анатолийско-
Иранского блока с юга и Скифской плиты с севера, что усилило процессы складкооб¬
разования, расчленения и коробление земной коры, обусловило вертикальную дифферен¬
циацию рельефа, сопровождалось интенсивными сейсмическими и вулканическими про¬
53
цессами. В этих условиях сформировались наиболее крупные категории рельефа: горные
сооружения Большого и Малого Кавказа, Талыша и Кура-Араксинская впадина. Тем самым
процессы, протекающие в глубинных слоях земной коры, обусловили формирование
основных современных форм рельефа, характерных для морфотектоники Альпийско-Ги¬
малайского орогенного пояса. Тесная взаимосвязь тектонического строения и форм релье¬
фа обусловила формирование характерных для данной зоны морфоструктур гетерогенного
происхождения, гетерохронных, в основном, складчато-блоковых, покровно-блоковых и
разрывных, имеющих общекавказское, антикавказское и диагональное простирание.
Общие закономерности морфоструктуры Азербайджана, отражающие взаимосвязь рель¬
ефа земной поверхности с ее геологическим строением исследованы многими учеными,
придерживающимися различных геотектонических и геодинамических представлений: [1-
14] и др.
Последняя обобщающая работа Д.А. Лилиенберга, Б.А. Будагова и А.С. Алиева [6] про¬
анализировала формирование и строение рельефа Азербайджана с новых позиций текто¬
ники плит. Этот подход оказался весьма эффективным и мы хотели бы продолжить его с
углублением некоторых палеогеологических и палеогеодинамических аспектов, в также с
использованием материалов дешифрирования космических снимков (КС).
В результате обобщения новых геологических и геофизических данных, а также мор¬
фотектонической интерпретации материалов дешифрирования космических снимков, на
территории Азербайджана нами выделяются различные по происхождению, истории разви¬
тия и морфологическим особенностям крупные морфоструктурные единицы.
Прежде всего, это - горное сооружение Большого Кавказа - интенсивно приподнятые,
горст-антиклинорные, складчато-блоково-надвиговые, сильно расчлененные, шовные
хребты. Оно сложено в основном юрскими и меловыми осадочными и вулканогенно-оса¬
дочными породами, а крылья - палеоген-неогеновыми осадочными отложениями. Эта
интенсивно сжатая горная область, южная граница которой проходит вдоль Северо-
Алазанского глубинного разлома, в тектоническом отношении является краем Скифской
плиты, двигающейся в южном и юго-восточном направлениях. Закавказская плита, дви¬
гаясь вдоль Алазанской впадины на север и северо-восток, погружается под Скифскую
плиту. В последнее время об особенностях образования и морфотектонического проис¬
хождения Большого Кавказа получен ряд новых материалов [2-6, 15-19, 29].
Анализ взаимосвязи геологического строения и рельефа позволил выявить в азер¬
байджанской части Восточного Кавказа ряд продольных морфоструктур нескольких по¬
рядков. Они разделены глубинными разломами общекавказского и антикавказского нап¬
равлений. В зоне соприкосновения с Предкавказской плитой в условиях слабой склад¬
чатости и расчленения сформировались сохранившая свою прежнюю форму Самур-
Дивичинская грабен-синклинорная равнина и резко приподнятая Кусарская моноклиналь¬
ная равнина, а также другие относительно приподнятые равнины предгорий. Эти моно¬
клинальные морфоструктуры по Крыз-Сиазанскому глубинному разлому сопрягаются с
горным сооружением Ю-В Кавказа и в их приподнятой части амплитуды высот доходят до
2000 м. В пределах этих равнин выделяется ряд морфоструктур еще более низкого порядка
(Телеби-Кайнарджинское горст-антиклинальное низкогорье, Зейхурская котловина, Ялама-
Худатское поднятие и др.).
В пределах Азербайджана горы Восточного Кавказа состоят из нескольких крупных
морфоструктур общекавказского направления. В рельефе наиболее четко выражены
сформированные в осевой зоне сжатия (вдоль Главного глубинного разлома) наиболее
приподнятые горст-антиклинорные Туфанские (Водораздельные) хребты. Эта горная сис¬
тема сложена осадочными отложениями юры и частично мела, которые погружаются с С-3
на Ю-В. Относительно неустойчивые к выветриванию эти комплексы подвержены интен¬
сивному расчленению.
Некоторые морфоструктуры южного склона Главного хребта резко опущены вдоль
глубинных разломов и поэтому отражены в современном рельефе частично.
На северо-восточном склоне Восточного Кавказа выделяются интенсивно приподнятые,
горст-синклинорные, осложненные тектоническими покровами, сильно расчлененные Шах-
даг-Хизинские горы, плато и долины. Их составляют приподнятые на различные высоты
Шахдаг-Кызылкаинский массив, Ерфинский моноклинальный хребет, Хызинская, Сохюбс-
кая, Алаязская и другие котловины.
В раннем мелу произошло подводное скольжение органогенных и мраморизованных
пород "судурского" комплекса в результате чего на месте современного Шахдаг-Будугского
плато сформировался гравитационно-тектонический покров [2, 18-20].
54
В последующем, особенно после сармата (поздний миоцен) [1] в интенсивности движений
вдоль Шахдагского, Сиазанского, а также некоторых разломов антикавказского нап¬
равления происходит резкая дифференциация. В результате этих подвижек часть крупной
морфоструктуры, расположенной северо-западнее от Вельвеличайского поперечного
разлома, и, в особенности Шахдаг-Кызылкаинского массива, подверглась со всех сторон
сжатию и в результате выдавливания воздымается на 3500-4000-метровую высоту. К юго-
востоку от Вельвеличая высота и дифференцированность рельефа уменьшается, и мор¬
фоструктуры Шахдаг-Хизинской зоны по Гермианскому глубинному разлому, контакти¬
руют с морфоструктурами Закатало-Ковдагской зоны, являющимися основными мор¬
фотектоническими единицами южного и юго-восточного склонов Восточного Кавказа.
На С-В склоне Восточного Кавказа в шовной зоне Скифской плиты вдоль Сиазанского
глубинного разлома сформировались Тенги-Бешбармакские горст-антиклинальные (моно¬
клинальные) хребты, сложенные в основном меловыми и юрскими осадочными толщами.
Интенсивно сжатые с северо-востока Сиазанским, а с юго-запада Карабулагским раз¬
ломами, осложненные разрывными нарушениями южные склоны хребтов являются очень
крутыми. Причиной послужило оседание северо-западного крыла горст-антиклинория
вдоль Сиазанского глубинного разлома. К юго-востоку от горы Бешбармак Боковой хребет
интенсивно погружается.
Характерной особенностью морфоструктур южного склона Восточного Кавказа яв¬
ляется усиление четкости их отражения в рельефе в восточном направлении. Сложно-
построенный рельеф к западу от р. Дамирапаранчай отличается большой крутизной
склонов. На территории, подверженной интенсивному складкообразованию, южнее Туфанс-
кого (Водораздельного) хребта выделяются горы и внутригорные котловины Закатало-Ков-
дагского горст-синклинория, сложенные, в основном, породами мела. Эта крупная мор¬
фоструктурная единица с севера ограничена Малкамуд-Гермианским, а с юга - Занги-
Герадильским надвигами. В ее западной части вследствие резкого горизонтального сжатия,
сформировались горст-антиклинальные гряды и грабен-синклинальные впадины. К востоку
от Дамирапаранчая морфоструктуры выражены в рельефе относительно четко. Здесь
выделяются: Бабадагский горст-антиклинорный, Ковдагский горст-синклинорный, Гузду-
чай-Алаташский горст-антиклинорный хребты, а также Демирчилярская, Астраханская
(Кызмайданская) и другие синклинальные (иногда наложенные) котловины.
Отметим, что именно в этой зоне Закатало-Ковдагская морфоструктура, охватывая
водораздельную часть Восточного Кавказа, частично переходит также на северо-восточный
склон' горного сооружения. К востоку от морфолинеамента Гирдыманчай-Вельвеличай,
начиная от Западно-Каспийской поперечной шовной зоны усиливается дифференциация
горизонтальных и вертикальных движений и начинается интенсивное погружение мор¬
фоструктур. Для тектонических покровов юго-восточного склона Закатало-Ковдагская сту¬
пень играла роль автохтона. Известный Астраханский тектонический покров образовался
здесь вследствие горизонтального перемещения вдоль Занги-Герадильского разрыва более
древних (меловых) комплексов пород на более молодые (миоцен-четвертичные) отложения.
На окраине Восточного Кавказа выделяется Вандамская горст-антиклинорная зона
хребтов, сложенная вулканогенными и вулканогенно-осадочными породами средней юры.
Ее западная часть, вследствие погружения вдоль Северо-Алазанского глубинного разлома,
слабо выражена в современном рельефе. В Вандамской зоне выделяются Ниалдагский
горст-антиклинорный боковой хребет, Лагичская грабен-синклинорная котловина и др.
морфоструктуры низшего порядка. Расположенные в междуречье Вандамчай-Ахсучай ин¬
тенсивно расчлененные, сильно осложненные современными оползнями хребты и внут¬
ригорные впадины особенно четко выражены в рельефе. Вандамская морфоструктура у
меридиана г. Шемаха резко погружается и восточнее морфологически в современном
рельефе более не выражена.
Морфоструктурный анализ рельефа и морфотектоники Восточного Кавказа, показы¬
вает, что интенсивные сжатия и растяжения проявляются также и в антикавказском нап¬
равлении, благодаря чему сформировались морфоструктурные сегменты того же направ¬
ления. Наиболее резкие морфотектонические и морфологические различия сформи¬
ровались к западу и востоку от Западно-Каспийского морфоструктурного линеамента, ос¬
новой которого является Гирды-манчай-Вельвеличайское разрывное нарушение.
В пределах Восточного Кавказа, с учетом морфотектонических, морфологических осо¬
бенностей рельефа, в результате проведенных исследований, а также анализа литератур¬
ных данных нами выделяются следующие относительно крупные поперечные морфострук¬
туры: Белокан-Шекинская относительно опущенная, Шеки-Кабалинская наиболее припод¬
55
нятая, Бабадаг-Дибрарская приподнятая, Мараза-Сиазанская опущенная, Апшеронская
наиболее опущенная.
Малокавказская горная система сформировалась в условиях соприкосновения и столк¬
новения Анатолийско-Иранской и Закавказской микроплит. Ее юго-восточная часть рас¬
положена в пределах Азербайджана.
Малокавказская горная система состоит из нескольких, резко отличающихся по про¬
исхождению отдельных крупных морфотектонических единиц. Сложенный различными по
составу (вулканогенными, вулканогенно-осадочными, осадочными и др.) и возрасту (ранний
палеозой-четвертичный период) породами Малый Кавказ по особенностям и интенсивности
морфотектонического развития, генезису морфоструктур подразделяется на три крупные
части: а) сформированная в сильно сжатой зоне южного крыла Закавказской плиты, между
Муровдаг-Карабахским и Предмалокавказским глубинными разломами Сомхит-Карабахс-
кая горст-антиклинорная зона; б) Тоурагачай-Сарыбабинская зона, сформированная с
раннего мела в результате замыкания и последующего складкообразования Тутхунского
рифта, который был приурочен к северной части океана Мезотетис; в) морфоструктуры
Мисхан-Кафанской зоны (хребты, плоскогорье, котловины), сформированные в результате
складко- и глыбообразования в полосе столкновения Анатолийско-Иранской и Закав¬
казской плит.
Следует отметить, что многие геологи и геоморфологи [21-28 и др.], исследовавшие
процесс формирования современного фундамента Малокавказского горного пояса с по¬
зиций глобальной тектоники плит, установили, что в своем развитии он прошел два этапа:
1) Период субдукции т- образование фундамента крупных праморфоструктур, обладаю¬
щих земной корой океанического и материкового типов (средняя юра - поздний мел).
2) Период коллизии - формирование современного каркаса морфоструктур (поздний
мел - четвертичный период).
На первом этапе характерные для герцинского периода процессы сжатия и общее
поднятие рельефа сменились расхождением плит, погружением друг под друга основных
праморфоструктур Малого Кавказа. Произошло отделение Мисхано-Кафанской зоны
Анатолийско-Иранской плиты от Сомхит-Карабахской праморфоструктуры Закавказской
плиты. В зоне растяжения образовалась обладающая океаническим типом земной коры,
эвгеосинклинальная система - Тутхунский рифт [15, 24, 27]. В то время, как относительно
приподнятые Мисхан-Кафанская и Сомхит-Карабахская зоны были выражены дугообраз¬
ными островками, Тутхунский рифт представлял собой узкую троговую долину глубиной
2000-3000 м, которая подвергалась непрерывному погружению.
Развитие и формирование современного морфотектонического плана Малого Кавказа и
заложение фундамента современных морфоструктур начинается со второй половины этого
этапа. В раннем мелу (альб), прошло изменение направления горизонтальных движений и
началось сближение Сомхет-Карабахской и Мисхано-Кафанской зон, что явилось причиной
дальнейшего замыкания Тутхунского рифта Малого Кавказа. В период, когда происходили
интенсивные сжатия, складкообразование, взаимонадвигание гетерогенных структур океа¬
нического и материкового типа земной коры, линейное и площадное излияние лав, океани¬
ческие породы в процессе сжатия отделились от своих корней и горизонтально пере¬
местились на большие расстояния [22, 24, 27, 28]. В результате началось формирование
Сарыбабинской и Тоурагачайской морфоструктур офиолитового состава.
Современный каркас морфоструктур Малого Кавказа является продуктом коллизии,
начавшейся, в основном, с позднего мела и продолжающейся поныне. После завершения
сжатия океанической рифтовой зоны Анатолийско-Иранская и Закавказская плиты сталки¬
ваются, и Мисхан-Кафанская микроплита начинает погружаться под Сомхит-Карабахскую.
Характеризующийся интенсивностью магматизма, складкообразования, горизонтальных и
вертикальных движений процесс орогенеза, начиная с позднего эоцена активизируется и
формирует складчато-блоковые, блоковые, вулканические шовные морфоструктуры по¬
кровного происхождения.
К морфоструктурам Малого Кавказа, подверженным интенсивному сжатию и склад¬
чатости, относятся Муровдагские горст-антиклинорные, шовные, приподнятые, интенсивно
расчлененные хребты и шовные, частично офиолитовые Карабах-Сарыбабинские при¬
поднятые и сильно дифференцированные горст-антиклинорные и горст-синклинорные,
интенсивно-расчлененные, асимметричные хребты и плато. Сарыбабинская и Тоурага-
чайская морфоструктуры, обусловленные Муровдагским и Карабахским глубинными раз¬
ломами, приурочены к зоне, где произошло сжатие и закрытие океанического типа земной
коры, почему в их пределах обнаружены офиолиты [22, 24-25, 27].
56
Лачинская морфоструктура и морфоструктуры, расположенные юго-восточнее Лачин-
Башлыбельского глубинного разлома, сформировались на краевой части Мисхано-Кафанс-
кой микроплиты, подвергались интенсивному сжатию и складкообразованию (Гочазское,
Карабахское плато, Зангезурский, Даралагезский, Бартазский хребты и др.).
Гетерогенные морфоструктуры (Агдамская, Атеркская, Ходжавендская, Шахдагская,
Башкенд-Дастафюрская, Кяпазская, Гейгельская, Шамкирская и др.), расположенные се¬
вернее Муровдагского и восточнее Карабахского хребтов, сформировались в зоне столк¬
новения в юго-восточной части Закавказской микроплиты.
Следует отметить, что в формировании современного рельефа Малого Кавказа важную
роль сыграли также начавшие развиваться с позднего мела (коллизия) тектонические
разломы антикавказского направления. В период наибольшего усиления процесса коллизии
(эоцен-плиоцен и миоцен-четвертичный периоды) усилилось расчленение земной коры в
этом направлении и в рельефе наметилось превалирование элементов антикавказского
направления [24-25, 27]. Таким образом, сформировались свойственные этому направлению
складчато-блоковые, блоковые, отличающиеся морфологически морфоструктурные сег¬
менты. Например, Кельбаджарская грабен-синклинорная и Казахская грабен-синклинорная
впадины, относительно опущенные Базарчайский, Карасуинский, Тертерчайский, Шамкир-
Товузский, Шарурский и приподнятые Ишыхлы-Кирсский, Гянджачай-Шамкирский, Орду-
барский и др. морфоструктурные сегменты.
Среди горных морфоструктур Азербайджана особо выделяются Талышские горы,
которые сформировались в другой морфотектонической зоне, где происходит столкно¬
вение Иранской и Закавказской микроплит (с материковым типом земной коры) с Южно-
Каспийским рифтом (грабеном), обладающим субокеаническим типом земной коры. Здесь в
периоды усиления процессов коллизии и субдукции (поздний мел, палеоген-эоцен)
наблюдались интенсивный линейный и площадной вулканизм, сжатие и складкообразо¬
вание. Ограниченный Предталышским глубинным разломом Талышский горст-антиклинор-
ный шовный хребет, будучи составной частью Талыш-Богровдаг-Эльбурсской горной сис¬
темы, сформировался на северной окраине Иранской микроплиты. В составе этой горной
системы, сложенной вулканогенным и вулканогенно-осадочным комплексами пород, сфор¬
мировались приподнятые до 2000-2400 м и 1000-1200 м интенсивно сжатые, расчлененные
Пештасарский, Талышский, Буроварский горст-антиклинорные хребты и разделяющие их,
сформированные в относительно опущенных зонах Ярдымлинская и Деман-Госмалянская
внутригорные грабен-синклинорные котловины.
В развитии современного каркаса морфоструктур в пределах Азербайджана и фор¬
мировании общего морфологического облика современного рельефа важное место при¬
надлежит Куринской межгорной грабен-синклинорной впадине. Эта резко опущенная зона,
соответствующая в морфотектоническом отношении Закавказской микроплите с
материковым типом земной коры, в зоне столкновения ее со смежными горными системами
подверглась сильной дифференциации и поэтому в современном рельефе образовались
плато, котловины, гряды и низкогорные хребты. В северной части Куринской депрессии, в
зоне столкновения Закавказской и Скифской плит (вдоль Северо-Алазанского и Занги-
Герадильского разломов) сформировались подверженные интенсивному погружению и
сжатию Алазано-Агричайская и Шемаха-Кобустанская впадины, обладающие в общем
синклинорным строением, плато, низкогорные хребты, гряды и т.д.
Восточнее долины р. Гирдыманчай (Западно-Каспийская зона разломов) и южнее За-
катало-Ковдагской морфоструктуры развита относительно слабо подверженная сжатию со
стороны Ю-В Кавказа Шемаха-Кобыстанская морфоструктурная ступень. В результате
погружения на 1,5-2 км вдоль Южно-Ниалдагского и Занги-Герадильского глубинных
разломов здесь развиты тектонические покровы (Баскальский), крупные оползни и др. В
относительно слабо дифференцированной Шемахино-Кобустанской зоне выделяются плато,
гряды, холмы и котловины надвигово-складчатого генезиса.
Западнее этой зоны рельеф осложняется опоясывающими Закавказскую микроплиту с
севера Джейранчель-Аджиноур-Алятским антиклинорными низкогорными хребтами и гря¬
дами.
По современной морфологии, особенностям развития фундамента и на основе интер¬
претации материалов дешифрирования КС в пределах Куринской впадины выделяются
Карабахская, Кюрдамирская, Предталышская, Нижнекуринская грабен-синклинорные,
резко опущенные, слаборасчлененные равнины, характеризующиеся сложной морфотек¬
тонической историей развития и строения.
57
Обобщая изложенное выше, следует отметить, что в этой работе мы попытались объ¬
яснить некоторые особенности формирования современного морфоструктурного строения
территории Азербайджана с позиций глобальной тектоники плит на основе комплексного
структурно-геоморфологического дешифрирования и морфоструктурной интерпретации
материалов КС. Она не направлена на выяснение всех аспектов происхождения, особен¬
ностей сложного морфотектонического развития азербайджанской части Альпийско-
Гималайского межплитового, шовного орогенного пояса.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Будагов Б.А. Геоморфология и новейшая тектоника Юго-Восточного Кавказа. Баку: Элм, 1973. 243 с.
2. Будагов Б.А., Микаилов А.А., Ализаде Э.К. Особенности морфоструктур восточной части Большого
Кавказа по материалам дешифрирования космических снимков // Геоморфология. 1988 г. № 4. С. 35-43.
3. Герасимов И.П., Лилиенберг Д.А. Геоморфологическая модель Большого Кавказа и развитие рельефа //
Большой Кавказ - Стара Планина (Балкан). М: Наука, 1984. С. 9-^12.
А. Лилиенберг Д.А. Общие закономерности строения рельефа и геодинамики Закавказья // Советско-
Болгар. географ, симпозиум Закавказье-86. М.: ИГАН СССР, 1986. С. 20-34.
5. Лилиенберг Д.А. Кавказ // Горы шовных зон территории СССР и тектоника плит. М: Наука, 1990.
С. 141-158.
6. Лилиенберг Д.А., Будагов Б А., Ализаде Э.К. Морфотектоника Азербайджана и Восточного Закавказья
с позиций неомобилизма // Геоморфология. 1996. № 4. С. 31-50.
7. Мусеибов М.А. Закономерности морфоструктур Азербайджана // Уч. зап АГУ, сер. геол.-геогр. Баку:
1968. №2. С. 16-21.
8. Мусеибов М.А. Морфоструктура Аз. ССР // Учен. зап. АГУ, сер. геол.-геогр. Баку, 1973. № 4.
С. 42-55.
9. Ширинов Н.Ш. Новейшая тектоника и развитие рельефа Кура-Араксинской депрессии // Баку: Элм,
1975. 190 с.
10. Ширинов Н.Ш. Морфоструктурный анализ рельефа Азерб. ССР // Изв. АН АзССР. Сер. наук о Земле,
1979. № 3. С. 23-30.
11. Халилов Г.А. Морфоструктурный анализ северо-западной части Малого Кавказа. Автореф. дис.... канд.
геогр. наук. Баку: ИГ АН АзССР. 1980. 24 с.
12. Марданов И.Э. Генетическая классификация морфоструктур Большого Кавказа // Изв. АН АзССР.
Сер. наук о Земле. 1982. № 2. С. 19-25.
13. Ализаде Э.К. Структурно-геоморфологическое дешифрирование космических снимков Юго-Восточного
Кавказа // Изв. АН АзССР. Сер. наук о Земле. 1987. № 5. С. 19-25.
14. Ализаде Э.К. Выявление "каркаса" морфотектонических блоков восточной части Малого Кавказа и
сопредельных территорий.по КС// Геоморфология. 1991. № 4. С. 51-57.
15. Милановский Е.Е. Рифтогенез в истории Земли. Рифтогенез в подвижных поясах. М.: Недра, 1987.
298 с.
16. Гамкрелидзе И.П. Мобилизм и проблемы тектоники Кавказа // Проблемы геодинамики Кавказа. М.:
Наука, 1982. С. 4-9.
17. Ломизе М.Г. Региональные и глобальные события в развитии Кавказской геосинклинали // Геология и
полезные ископаемые Большого Кавказа. М.: Наука, 1987. С. 21-35.
18. Шекинский Э.М. Хаотические комплексы северного склона Юго-Восточного Кавказа // Геотектоника.
1985. № 4. С. 69-77.
19. Дотдуев С.И. Мезозойско-кайнозойская геодинамика Большого Кавказа / Геодинамика Кавказа. М.:
Наука, 1989. С. 82-92.
20. Исаев Б.М., Гаджиев Т.Г., Кенгерли Т.Н. Тектонические покровы и олистостромовые комплексы Юго-
Восточного Кавказа // Геотектоника. 1981. № 1. С. 70-84.
21. Соколов С.Д. Олистостромовые толщи и офиолитовые покровы Малого Кавказа // М.: Наука, 1977.
143 с.
22. Книппер АЛ. Океаническая кора в структуре Альпийской складчатой зоны // М.: Наука, 1975. 230 с.
23. Шихалибейли Э.Ш. Некоторые проблемные вопросы геологического строения и тектоники Азербайд¬
жана. Баку: Элм, 1996. 215 с.
24. Гасанов Т.Аб. Офиолиты Малого Кавказа. М.: Недра, 1985. 240 с.
25. Гасанов Т.А6. Геодинамика офиолитов в структуре Малого Кавказа и Ирана. Баку: Элм, 1996. 454 с.
26. Баженов МЛ., Буртман В.С. Происхождение структурной дуги Малого Кавказа // Докл. АН СССР.
1987. Т. 293. № 2. С. 434-437.
27. Карякин Ю.В. Геодинамика формирования вулканических комплексов Малого Кавказа // М.: Наука,
1989. 250 с.
58
28. Жидков М.П. Крупные гравитационные смещения и морфоструктурные узлы Малого Кавказа //
Геоморфология. 1996. № 2. С. 72-78.
29. Budagov А.В., Alizade Е.К. Complex methods of mapping of morphostructures the zones of interplate contiquity
of the Eastern Caucasus on the basis of interpretation of Space photoes materials. Cartographia Conference 10 th
General assembly of JSA (Semptember 3-rd-9 th 1995). Barselona, 1995. P. 158-163.
Институт географии Поступила в редакцию
НАН Азербайджана 15.10.97
MORPHOSTRUCTURES OF AZERBAIJAN: FORMATION AND DIFFERENTIATION
B.A. BUDAGOV, E.K. ALIZADE
Summary
Further development of plate tectonic applications to Azerbaijan relief formation and differentiation is represented.
Pz-Mz evolution of ancient roots of morphostructure, its neotectonic blocking and transformation, nappes, which are
manifested in recent landforms, are described. Morphotectonic scheme of Azerbaijan is adjusted to these data.
УДК 551.435.132
© 1998 г. Г.П. БУТАКОВ, И.А. СЕРЕБРЕННИКОВА, В.В. СИЛАНТЬЕВ
ВЫСОКИЕ ЦОКОЛЬНЫЕ ТЕРРАСЫ В РЕЧНЫХ ДОЛИНАХ
ВОЛЖСКО-КАМСКОГО БАССЕЙНА
Существование высоких цокольных террас в долинах как малых, так и крупных рек на
востоке Русской равнины установлено почти 50 лет назад, но до сих пор остаются дис¬
куссионными вопросы об их количестве, возрасте, соотношении с другими террасами. Впер¬
вые наличие в долине р. Волги на участке от Зеленодольска до Казани высокой цокольной
террасы было установлено Л.Д. Шорыгиной [1] по буровым материалам М.С. Кавеева. По
ее данным, терраса относительной (над меженным урезом Волги) высотой 85-100 м сложена
песками мощностью до 26 м, залегающими на цоколе из пород верхней перми. Возраст
террасы, вслед за предыдущими исследователями (А.Н. Мазаровичем, Е.В. Милановским,
Е.И. Тихвинской), Л.Д. Шорыгина считала раннечетвертичным ("миндельским"). Еще ранее
Е.И. Тихвинская [2] по левобережью Волги у Казани описала песчано-галечные маломощ¬
ные отложения, залегающие на размытой поверхности пород верхней перми, но отнесла их
к флювиогляциальным образованиям эпохи раннечетвертичного оледенения.
В.А. Полянин [3] в долине Волги у г. Казани и ниже по ее течению выделил два уровня
раннечетвертичной цокольной террасы. Верхний уровень высотой до 45 м имеет цоколь из
пермских и плиоценовых отложений, нижний - высотой до 20 м - из пермских отложений
(таблица). Аналогичную картину установили в долине р. Камы у г. Набережные Челны
Г.И. Горецкий [4] и Б.И. Фридман. Они также выделили два уровня раннечетвертичной
террасы и еще один более высокий - позднеплиоценовый (шукралинская терраса, по
Г.И. Горецкому).
Высокие цокольные террасы описаны и по другим долинам - на средней Каме, Вятке,
Белой, Иже (таблица). Нами они изучались в разные годы в долинах Свияги и ее притоков
(Кильне, Карле и др.), Сызрана, Цивиля, Меши, Вятки, Кондурчи, Бол. Черемшана, Актая.
В 1991-95 гг. в долинах рек Ика, Зая, Шешмы было выявлено наличие двух уровней цо¬
кольных террас - высокого и низкого (таблица).
Кроме долин современных рек цокольные террасы имеют широкое распространение в
погребенных долинах на Волго-Свияжском междуречье (Урюм-Пролей Каша, Ундоры,
59
Распространение высоких цокольных террас в долинах рек востока Русской равнины
Река, участок
г. Казань
Выше
г. Казани
Ниже
г. Казани
г. Казань
и ниже
г. Казань
Ниже устья
Камы
Низовья
Среднее
течение
г. Набереж¬
ные Челны
г. Елабуга
г. Набереж¬
ные Челны
Ниже устья
р. Ик
г. Мамадыш
Вятские
Увалы
г. Кире
Среднее
течение
Среднее и
нижнее тече¬
ние
Низовья
Относительная высота, м
Мощность
аллювия, м
Возраст
аллювия
Возраст
пород
цоколя
Авторы
поверхности
подошвы
110-120
Волга
ДО 8
Q,
Pi
Е.И. Тихвинская
85-100
до 26
Q,
Pi
И
А.Д. Шорыгина
80-85
-
в1
n2
[1]
1)60
20
15-25
q\
Pi
В.А. Полянин [3]
2) 80
45
12-15
4
p2,n2
"
1)90-140
75-80
Q1
Pi
О.Н. Малышева
2)40-70
32-50
/V?
Pi
и др. [5]
О.Н. Малышева,
45-70
20-25
15-20
2
а
p2,n2
A. П. Дедков [6]
B. А. Марамчин и
45
35-50
30
20-30
Кама
4-10
а
о\
Pi
ДР-
В.А. Полянин [3]
Г.И. Горецкий [4]
1)45
4-7
7-10
а1
Pi
"
2) 45-50
14-23
12-15
p2,n2
3) 70-80
60-65
25-35
13-15
q\
Q i
Pi,N2
P2 kz
Е.Ф. Станкевич
1)55-60
22
18
Q,
p2,n2
171
Б.И. Фридман и
2) 55-60
35
10
a
p2,n2
ДР-
60-65
30-32
30
a
p2.n2
45-50
33
Вятка
15
Qi
Pi
Б.И. Фридман
80-85
75-80
4—6
Q\
Pi
и др.
Н.Г. Иванова [8]
1)30-35
25-30
5
Qi
Mz
А.П. Дедков,
2)40-55
35-45
5-10
Qi
Mz
В.И. Струман [9]
3) 55-60
45-50
10
a
Mz
70-90
55-75
Сура
K,P,
А.П. Дедков [10]
40-50
30-35
14
Q,
К
А.К. Агаджанян
35-50
15-25
Свияга
до 20
N2ap3
K,P2
и др. [11]
А.П. Дедков [10]
| 50-70
| 17-27
Цивиль
| ДО 20
|
1 p2
О.Н. Малышева,
А.П. Дедков [6]
60
Река, участок
Относительная высота, м
Мощность
аллювия, м
Возраст
аллювия
Возраст
пород
цоколя
Авторы
поверхности
подошвы
Низовья
110-130
45-50
Сызран
до 50
N2ap3
N2, Mz
А.П. Дедков
Низовья
40
30-35
Белая
5
N2ap3
n2,p
T.A. Кузнецова
[12]
А.П. Рождествен¬
Устье
25-30
6
Ик
до 20
Qi
Pi
ский [13]
Б.И. Фридман и
Среднее
1) 15-25
10-12
3-5
Qi
Pi
ДР-
авторы статьи
течение
2) 25-50
2040
5-10
E
Pi
"
Верховья
30-40
25-35
Зай
3-5
E
Pi
••
Среднее
1) 20-25
15-20
до 5
Qi
Pi
и
течение
2) 3040
25-35
ДО 7
E
Pi
"
Верховья
1)3045
2-5
Шешма
20-25
Qi
Pi
»
Выше г. Нур-
2)4045
40-55
30-35
3045
3-5
Кондурча
2-3
E
E
Pi
Pi
„
лат
Среднее
25-40
20-30
Б. Черемшаи
ДО 5
E
Pi
„
течение
Среднее
27-35
25-27
Иж
до 3
E
Pi
и
течение
Среднее
25-35
23-29
Меша
до 3
E
Pi
Г.П. Бутаков
течение
идр. [14]
Киндяковка, Криуши, Мордова, Русская Бектяжка, Новодевичье), а также на правобережье
р. Волги южнее Жигулей (Кашпир, Черный Затон - Михайловка и др.) [6, 10 и др.].
Морфологически террасы выделяются слабо, поскольку первичная аллювиальная их
поверхность размыта, иногда перекрыта более молодыми, обычно делювиально-солифлюк-
ционными образованиями. Относительные высоты поверхности террас в зависимости от
величины рек изменяются значительно (таблица). Более устойчивы относительные высоты
цоколя. Он достаточно четко делится на два уровня: нижний - от первых метров до 15-20 м,
верхний - 20-40 м, иногда более. В ряде речных долин (Ик, Зай, Шешма) можно наблюдать
эти два уровня на одном поперечном профиле или рядом (рис. 1).
Аллювий залегает на различных коренных породах: от верхнепермских в Закамье до
юрских и меловых на Приволжской и Верхнекамской возвышенностях. Нередко он пере¬
ходит на отложения плиоцена, выполняющие доакчагыльские палеоврезы этих долин.
Таким образом, обычно наблюдается сопряженность цокольных террас и плиоценовых
палеорусел.
Отложения террас представлены чаще всего русловыми фациями - галечники с гра¬
вийно-песчаным заполнителем. Хорошо прослеживается и наклонная слоистость. Крупно¬
обломочный материал имеет разную степень окатанности, но преобладает средняя и
хорошая. По своим гранулометрическим и морфометрическим показателям крупнообло¬
мочный материал, слагающий цокольные террасы, близок материалу русловых фаций
61
62
современного аллювия [15], поскольку уклоны современных русел рек и палеопотоков в
момент формирования цокольных террас были примерно одинаковы (рис. 2). Лишь в
долинах рек Волги и Камы в разрезах преобладают пески, но в базальном слое присут¬
ствуют галька и гравий. Мощность аллювия чаще всего 5-10 м, редко 20-25 м.
Петрографический состав гравия и галечников различен в зависимости от состава
коренных пород, слагающих бассейн, но полной аналогии нет. Например, в Предволжье в
составе аллювия цокольных террас даже в области развития мезозойных и пермских
коренных пород преобладают опоки и песчаники палеогена и верхнего мела. Это связано с
тем, что в момент формирования аллювия водоразделы были значительно выше (не менее,
чем на 100 м), чем сейчас [10].
В отношении возраста данного аллювия (поскольку он беден палеонтологическими
остатками) высказаны разные точки зрения. Длительное время преобладало мнение о
раннечетвертичном ("миндельском") его возрасте [1-3, 5, 16]. В последнее время это мнение
поддержали А.К. Агаджанян, Н.И. Глушанкова и В.И. Стурман [11] на основании находок
зубов мелких грызунов (Mimomys pusillus Mehely; Pitymys gregaloides Hinton; Prolagurus cf.
pannonicus) из цокольной террасы p. Суры у с. Чирково (высота цоколя 32 м). Аналогичный
вывод о раннечетвертичном возрасте цокольной террасы (но высота цоколя 12 м над
урезом реки) сделали А.К. Агаджанян и Н.И. Глушанкова [17] на основании находок
грызунов в разрезе Речное (Осталопово) на левобережье Нижней Камы.
А.И. Москвитин [18] впервые указал на возможный апшеронский возраст данной тер¬
расы, хотя и не считал ее цокольной. На основании степных и лесостепных спорово¬
пыльцевых спектров З.П. Губонина [19], А.П. Дедков [10], О.Н. Малышева, А.П. Дедков [6],
О.Н. Малышева [20] также пришли к выводу о позднеапшеронском ее возрасте. Во всех
образцах из аллювия древней террасы Волги в Жигулях, у г. Казани, Камы у д. Лебедино,
погребенной долины у Киндяковки (Ульяновск) присутствует значительное количество
пыльцы травянистых растений (обычно 40-60%, реже - более). Из травянистых преобладает
пыльца Chenopodiaceae, Compositae, древесные формы представлены сосной, реже елью и
березой. Не противоречат этому выводу и редкие находки фауны. У с. Кадышево под
Казанью А.В. Миртовой еще в 1932 г. из аллювия были определены раковины Unio sp.,
Paludina sp., P. cf. ussuriensis Jerst, Pisidium amnicum Mull, Valvata fluviatillis Colb. [2]. По мнению
В.И. Жадина [21], такие формы, как fluviatillis Colb. и Р. cf. ussuriensis Jerst. являются
плиоценовыми. А.К. Гусев из песчано-галечных отложений террасы р. Бол. Черемшан
определил гастроподы Paludina diluviana Kunth., которые, по данным Н.В. Данилевского [22],
жили в плиоцене и вымерли к лихвинскому времени. Из крупных млекопитающих известна
единичная находка А.И. Москвитиным [18] зуба Elephas Wusti trogontheri или El. meridionalis
var. armeniacus M. Pav., которая тоже не противоречит отнесению древней аллювиальной
свиты к апшеронскому времени. Аналогичное мнение о возрасте четвертой цокольной
надпойменной террасы равнинных рек Башкирии было высказано А.П. Рождествен¬
ским [13], но на основании находок в аллювии толстостворчатых скульптированных
Unio.
Разделение прежде единой цокольной террасы на несколько уровней поставило вопрос о
возможной их разновозрастности. Б.И. Фридман [23] в Нижегородском Поволжье выделил
четыре аллювиальные свиты апшерон-раннечетвертичного возраста. В.И. Стурман, И.В.
Глейзер [24] на Волго-Свияжском междуречье севернее Ульяновска выделили три аллю¬
виальные свиты и по палеомагнитным данным (обратная намагниченность), две из них
отнесли к позднему апшерону, а более молодую (с прямой намагниченностью) к началу
раннего плейстоцена. Е.А. Блудорова, Н.Л. Фомичева [25] в Западном Предкамье Татар¬
стана среди апшеронских отложений установили три свиты, которые последовательно
налегают друг на друга. Однако такое строение апшеронских образований противоречит
другим имеющимся данным. Они полагают, что споровопыльцевые спектры апшеронских
осадков характеризуются явным преобладанием древесных. * 1Рис. 1. Типичные поперечные профили речных долин с высокими цокольными террасами
I - р. Кама у устья р. Вятки; II - р. Кама у устья р. Ик; III - р. Вятка в низовьях; IV - р. Ик севернее с.
Исергапово; V - р. Свияга севернее г. Ульяновска; VI - р. Ик у с. Старый Каразерик
1 - галечник; 2 - песок; 3 - суглинок; 4 - коренные породы; 5 - глина; п - пойма, 1т ... 6т - надпойменные
террасы
63
Рис. 2. Спектр террас долины р. Ик на участке р. Верх. Кандыз - с. Муслюмово
1 - урез реки; 2-1-я терраса; 3 - 2-я терраса; 4 - 3- и 4-е нерасчлененные террасы; 5 - 5-я цокольная
терраса низкого уровня; 6 - 6-я цокольная терраса высокого уровня; 7 - подошва плиоценовых отложений
Детальные работы последних лет позволили в ряде разрезов цокольной террасы
высокого уровня в долине р. Ик (старый Каразерик, Урсаево и др.) собрать достаточно
представительные коллекции моллюсков. Определения их проведены на геологическом
факультете Казанского университета В.В. Силантьевым. Среди них определены Lithoglyphus
ex gr naticoides C. Pfieffer, известные в плиоценовых и раннечетвертичных отложениях
бассейна Камы и исчезающие в рисскую эпоху; Viviparus ex gr. fasciatus Muell, установленные
в домашкинских и акчагыльских образованиях Башкирии и Поволжья; Uno Chasaricus
Bogatsch., характерные для отложений апшеронского яруса Украины [26, 27]. Все это поз¬
воляет с определенной степенью надежности датировать возраст аллювия высокой цоколь¬
ной террасы эоплейстоценом (апшероном).
Изложенные материалы показывают, что в речных долинах Волжско-Камского бассейна
часто встречаются высокие цокольные террасы, сложенные обычно песчано-галечным
русловым и значительно реже песчано-глинистым пойменным аллювцем. Мощность его
редко превышает 5-10 м. Выделяется не менее двух уровней цоколя этих террас. Возраст
верхнего уровня более или менее надежно определяется как эоплейстоцен. Но поскольку
оба уровня явно древнее венедской свиты Г.И. Горецкого [4], то время формирования
нижнего уровня с некоторой долей условности можно считать первой половиной раннего
плейстоцена. Это подтверждается и данными А.К. Агаджаняна по грызунам из разреза
Речное Нижней Камы.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Шорыгина ЛД. Древнечетвертичная терраса Средней Волги и ее взаимоотношение с плиоценом //
Бюлл. комис. по изучению четвертич. периода. М.: Наука, 1948. № 11. С. 17-28.
2. Тихвинская Е.И. Геология и полезные ископаемые Приказанского района // Уч. зап. Казан, ун-та. Т. 99.
Кн. 3. Геология. Вып. 13. 1939. 238 с.
3. Полянин В.А. Литологические исследования четвертичных отложений долин Волги и Камы на тер¬
ритории Татарии // Уч. зап. Казан, ун-та. Т. 117. Кн. 4. 1957. 211 с.
4. Горецкий Г.И. Аллювий великих антропогеновых прарек Русской равнины. М.: Наука, 1964. 416 с.
5. Малышева О.И., Нелидов Н.И., Соколов М.Н. Геология района г. Казани. Казань: Изд-во Казан,
ун-та, 1965. 95 с.
6. Малышева О.И., Дедков А.П. О "миндельском" аллювии в центральной части Среднего Поволжья //
Материалы по геологии востока Русской платформы. Вып. 3. Казань. 1970. С. 3-29.
7. Станкевич Е.Ф. Погребенная почва с остатками пней в древнечетвертичных отложениях у Елабуги //
Тр. геол. ин-та (г. Казань). Вып. 19. 1968. С. 108-110.
64
8. Иванова Н.Г. К вопросу о возрасте террас среднего течения р. Вятка. БМОИП. Отд. геол., Т. 37.
Вып. 1. 1962. С. 111-119.
9 .Дедков А.П., Стурман В.И. Кирсинская палеодолина и перестройка речной сети в верховьях Вятки и
Камы // Геоморфология. 1992. № 2. С. 49-54.
10. Дедков А.П. Экзогенное рельефообразование в Казанско-Ульяновском Приволжье. Казань: Изд-во
Казан, ун-та, 1970. 256 с.
11. Агаджанян А.К., Глушанкова Н.И., Стурман В.И. Чирково - опорный разрез плейстоцена внелед-
никовой зоны Приволжской возвышенности // Вест. МГУ. 1988. № 1. С. 65-69.
12. Дедков А.П., Кузнецова Т.А. Неогеновые погребенные долины Сызранского правобережья Волги //Тр.
геол. ин-та (г. Казань) Вып. 19. 1968. С. 92-107.
13. Рождественский А.П. Новейшая тектоника и развитие рельефа Южного Приуралья. М.: Наука, 1971.
304 с.
14. Бутаков Г.П., Бастраков Г.В., Абзалова А.М. К геоморфологии бассейна р. Меши // Уч. зап. Казан,
ун-та. Т. 127. Кн. 6. 1968. С. 233-245.
15. Бутаков Г.П., Дедков А.П Аналитическое изучение крупнообломочного материала. Казань: Изд-во
Казан, ун-та, 1971. 81 с.
16. Кожевников А.В. К истории формирования долины Волги // Опыт и методика изучения гидрогео¬
логических и инженерно-геологических условий крупных водохранилищ. Ч. 1. М.: Изд-во МГУ, 1959.
С. 13-61.
17. Агаджанян А.К., Глушанкова Н.И. Палеогеографические этапы и стратиграфическое расчленение
плейстоцена восточной половины Русской равнины // Бюл. комис. по изуч. четверт. периода. М.: Наука,
1993. № 61. С. 57-75.
18. Москвитин А.И. Четвертичные отложения и история формирования долины р. Волги в ее среднем
течении //Тр. Геол. ин-та АН СССР. Вып. 12. М., 1958. 210 с.
19. Губонина З.П. Палеоботанические исследования аллювиальных отложений Средней Волги с целью
установления их возраста. Автореф. дис. ... канд. геогр. наук. М.: Ин-т географии АН СССР, 1965.
22 с.
20. Малышева О.Н. О плейстоценовом аллювии Среднего Поволжья // Материалы по геологии востока
Русской платформы. Вып. 5. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1973. С. 3-25.
21. Жадин В.И. Моллюски пресных и солоноватых вод СССР. М.; Л.: 1952. 376 с.
22. Данилевский И.В. Опорный разрез отложений скандинавского оледенения Русской равнины и четвер¬
тичные моллюски. М.: Госгеолтехиздат, 1955. 124 с.
23. Фридман Б.И. Стратиграфия и закономерности формирования неогеновых и раннеантропогеновых отло¬
жений Великой Волжской аллювиальной равнины в Горьковском Поволжье. Автор, дис.... канд. геол.-
минер. наук. Казань: КГУ, 1982. 18 с.
24. Стурман В.И., Глейзер И.В. Новые данные о строении наиболее высокой террасы рек Среднего
Поволжья // Проблемы комплексной географии. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1985. С. 52-58.
25. Блудорова Е.А., Фомичева НЛ. Опорные разрезы кайнозоя Казанского Поволжья. Казань: Изд-во
Казан, ун-та, 1985. 162 с.
26. Богачев В.В. Материалы к истории пресноводной фауны Евразии. Киев: Наук, думка, 1961. 403 с.
27. Жидовинов Н.Я., Федкович З.Н. Акчагыльские и апшеронские моллюски Прикаспия, Саратовского и
Куйбышевского Заволжья и Оренбургского Приуралья. Саратов: Изд-во Сарат. ун-та, 1972. 146 с.
Казанский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 19.04.96
HIGH SOCLE TERRACES IN THE VALLEYS OF VOLGA-KAMA BASIN
G.P. BUTAKOV, I.A. SEREBRENNIKOVA, V.V. SILANTIEV
Summary
Widespread occurence of high socle terraces in all large, middle and small valleys of Volga-Kama region is
established first. At least two their levels are proved to exist. The age of upper level is dated to eopleistocene by
palaeontological data and of lover one - to the first half of early Quaternary on the analogy of other regions.
3 Геоморфология, № 2
65
УДК 551.435.162
©1998 г. М.В. ВЕРЕТЕННИКОВА
МЕХАНИЗМ ОВРАЖНОЙ ЭРОЗИИ И ДИНАМИКА РУСЛОВЫХ ФОРМ1
Изучение процессов возникновения и развития оврагов выявило целый ряд интересных
моментов, анализ которых еще долгое время может привлекать внимание исследователей.
Общеизвестными являются грани процесса, касающиеся негативных последствий
оврагообразования - разрушение земельных, угодий, вынос плодородных почв, ухудшение
контурности полей, ущерб, приносимый разного рода инженерным сооружениям.
Интересны овраги и как развивающиеся верхние звенья эрозионной сети, а также их роль в
денудационном процессе, т.н. ускоренной, антропогенной эрозии.
Наименее изученным является сам процесс формирования оврага, т.е. механизм
взаимодействия водных потоков и подстилающей поверхности на разных стадиях и влияние
обвально-осыпных процессов. Как правило, при обследовании оврагов в натурных условиях
могут быть зафиксированы лишь результаты эрозионного процесса. Наблюдения на
стационарах в течение продолжительного времени, дающие представление о процессе
развития оврага, сравнительно редки и представляют несомненный интерес. Накопление
банка подобных данных, относящихся к различным регионам страны и оврагам разных
типов, находящимся на разных стадиях развития, является основой для разработки модели
оврагообразовательного процесса.
Привлечение материалов лабораторных и натурных экспериментальных исследований
для анализа особенностей оврагообразования позволило выявить динамику мутности
потоков, формирующих овраг, а также тип руслового процесса в них, резко различающийся
в разные периоды жизни оврага. На начальных этапах развития, до выхода вершины
овражной формы на плакорную часть водосбора, поток в ней имеет большую
транспортирующую способность, благодаря большим по величине и нарастающим по длине
оврага к устью уклонам продольного профиля. В период максимальной активности
эрозионного процесса в овраге (прорыв бровки склона) мутность потока сопоставима с
мутностью селя и может определяться по зависимости, предложенной Е.Ф. Зориной [1]. В
дальнейшем по мере углубления оврага, увеличения его площади и образования широкого
днища, продольный профиль оврага становится вогнутым, участки эрозии чередуются с
участками аккумуляции, в транспортируемом материале начинают преобладать грунтовые
частицы с откосов. Процесс глубинной эрозии чередуется с процессом боковой эрозии, в
днище появляются русловые образования, характерные для рек, такие как побочни, косы,
перекаты. Их относительные размеры нередко крупнее и состояние более динамично, чем у
подобных форм в реках.
Руслоформирующими для оврагов являются расходы половодья и паводков разной
обеспеченности в зависимости от стадии развития. При этом если летние паводки
переформировывают русло с интенсивностью, пропорциональной интенсивности
образующихся потоков и времени их воздействия, то в период половодья, как и на реках,
максимум мутности нередко отстает от максимальных расходов воды, скатывающейся по
мерзлому грунту. Формирование русловых образований смещается на более поздние сроки
и происходит при пониженных расходах.
Овраги формируются временными потоками и их днища, в отсутствие воды,
подвергаются антропогенному воздействию (пересечение полевыми дорогами и
скотопрогонными тропами, сброс мусора и т.д.). На поздних стадиях развития на днище
оврага может появляться растительность, задерживающая поток и аккумулирующая
поступающие с водосбора и откосов грунтовые частицы. К осени русловые формы,
отчетливо прослеживаемые после паводка и ливней, обычно нивелируются и днище
выравнивается. В следующий эрозионный цикл, в период снеготаяния или интенсивных
дождей, формируются новые русловые образования - побочни, осередки и т.п. В отличие от
рек в оврагах, как правило, преобладает процесс "вынужденного меандрирования", а
побочни и перекаты долгое время образуются в одних и тех же местах, что обусловлено
наличием местных сопротивлений, создаваемых природной ситуацией на склоне - корнями
и стволами упавших деревьев, резкими изгибами русла. Обычно плановое положение
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 97-05-64096).
66
русловых форм изменяется при изменении рисунка всей овражной формы, контуров
бровки, смещении макроизлучин или их спрямлении.
Исследование процесса формирования продольного профиля на последних стадиях
развития оврага, когда его ежегодное удлинение не превышает в среднем 0,5-1,0 м,
проводилось в течение последних 15 лет (начиная с 1981 г.) в Егоровом овраге,
расположенном на территории Боровской учебно-научной станции МГУ. Овраг типичен
для большой серии подобных эрозионных врезов, привязанных устьем к урезу или пойме
р. Протвы; расположен на правом коренном берегу, крутизна которого около 10°.
Экспозиция склона северо-западная, продольный профиль выпуклый. Длина оврага около
450 м, продольный профиль оврага слабовыпуклый, поперечный меняется от
ящикообразного в верхней части оврага до Г-образного - в средней и (7-образного - в
нижней. Плановые очертания оврага и его слабо выпуклый продольный профиль, сохра¬
няющийся долгое время, когда длина его практически выработана, связаны, в основном, со
слагающими склон слаборазмываемыми породами. В верхней части (примерно */з длины
оврага) - это моренные суглинки, в среднем и нижнем течении - моренные глины и
известняки.
Развитие продольного профиля обусловлено комплексом процессов формирования
стока воды и наносов на овражном водосборе, а также образованием русловых форм при
прохождении расходов воды по днищу оврага. Срочные наблюдения за прохождением
половодья с измерением стока воды и наносов на нескольких участках по длине оврага
начинались с момента появления стока в верхнем створе оврага и заканчивались с
прекращением поступления поверхностного стока талых вод. По длине оврага было
выбрано три измерительных участка. Первый длиной 11 м и уклонами днища в первые годы
наблюдений 0,01 располагается в верхней части оврага, там, где овраг прорезает моренные
суглинки. Здесь углубление русла происходит при активном процессе формирования
побочней, осередков, подмывов русла на изгибах. Помимо измерений стока воды и наносов,
проводилась ежегодная теодолитная съемка русла после прохождения половодья и в
осенний период перед установлением снежного покрова. Второй участок расположен в
средней части оврага, где он имеет вид каньона глубиной 10 м и шириной по дну около
1,5 м. Длина участка - 3 м, уклон днища - 0,051. В этом месте овраг вскрывает
известняковую плиту; заканчивается участок структурным уступом высотой 1,7 м. Ниже по
течению овраг вскрывает внутрипочвенные воды, образующие постоянный водоток.
Третий измерительный участок расположен в приустьевой части оврага, длина его 6 м,
уклон днища - 0,046. Овраг имеет русло прямоугольной формы с постоянным водотоком,
меженные расходы которого от 12 до 25 л/с, ширина оврага по днищу 2,5-3,0 м.
Если на первом измерительном участке днище переформировывалось в периоды
прохождения половодья и паводков с развитием русловых форм в виде типичных русловых
образований - побочней, плесов, перекатов, характерных для меандрирующих участков
рек, то второй и третий участки могут условно быть названы перекатами типа "россыпи” с
равномерно рассредоточенными в русле выступами шероховатости до 14 см. На нижнем
участке при значительной ширине русла и в межень, и в паводки создаются водоворотные
зоны, косы из транспортируемого по оврагу взвешенного материала, осаждающегося в
приустьевой части на участке с малыми продольными уклонами. Таким образом, каждый из
измерительных участков своеобразен и отличается от других, как по величине расходов
воды и наносов, что в основном обеспечивается их рассредоточением по длине оврага, так
и по условиям "руслового процесса" и типа шероховатости, создающейся в русле.
Поскольку с динамикой и стоком наносов в овраге непосредственно связаны пере¬
формирования на конусе выноса и в устьевой части водотока, впадающего непосредственно
в р. Протву, параллельно с наблюдениями на измерительных участках в самом овраге
проводилась съемка надводной части конуса, позволяющая оценить влияние оврага на
режим русла реки. Для этой же цели проводились отборы проб воды на мутность в реке
выше и ниже впадения ручья Егорова оврага.
В соответствии с принятой методикой измерений, расходы воды определялись по
результатам замеров площади поперечного сечения потока в нескольких створах на каж¬
дом из измерительных участков и измерения скоростей потока при помощи поверхностных
и заглубленных поплавков. Мутность определялась отборами проб в мерные емкости.
Результаты наблюдений с данными по расчетам расходов воды и наносов приведены в
табл. 1. Из анализа полученных данных ясно, что мутности овражных потоков выше речных
на порядок. В первую очередь это является результатом высокой кинетичности потоков.
3*
67
Изменение параметров изучаемого участка Егорова оврага
Вид деформаций
Количественные характеристики
1985-1987 гг.
1988 г.
1989 г.
1990 г.
весна
осень
весна
осень
весна
осень
весна
осень
Смещение левого побочня,
к правому берегу
0
0
0,3
0,5
0
0
0,1
0
вниз по течению
Увеличение крутизны
излучины, м
0,25
0,5
0,5
0
0
0,5
0
0,25
размыв правого берега
0
0
0,25
0,25
0
0,15
0
0
размыв левого берега
Изменение отметок
тальвега, м (+ заиление, -
врезание)
0
0,5
0
0
0,05
0,4
0,25
0,1
в верхней части участка
0
-0,05
-0,16
+0,2
-0,81
+0,79
+0,2
-0,2
в средней части участка -
вершина излучины
0
+0,1
-0,09
-0,01
0
0
+0,1
-0,1
в нижней части участка
0
+0,1
-0,28
-0,17
0
0
0
-0,2
Превышение бровки по¬
бочная над тальвегом, м
0,25
0,2
0,23
0,26
0,2
0,17
0,2
0,2
Числа Фруда для потоков в оврагах, как правило, близки к 1, что определяет их, как
бурные. Средние уклоны продольного профиля в оврагах - 0,1-0,2, что на несколько
порядков превосходит средние уклоны равнинных рек и приближается к показателям для
рек горного типа. Большое значение имеет также волнообразный характер распределения
расходов, обусловленный внутрисуточным ходом температур с их быстрым нарастанием к
середине дня.
Наблюдения позволили установить существенное влияние типа весны на расходы
наносов. При адвективном типе весны пики расходов наносов соответствуют по времени
пикам расходов воды, в то же время их максимальные значения могут не совпадать (рис. 1).
При солярном типе весны, когда первый пик стока воды проходит по мерзлым грунтам,
расходы наносов практически не формируются. При прохождении второго пика расходов
воды, связанного с началом таяния в самом овраге, происходит активная эрозионная работа
на участках легкоразмываемых пород, сопровождающаяся максимальными расходами
наносов. При этом может наблюдаться отставание пика расходов наносов как от первого
пика расходов воды, так и от второго (рис. 2). Аналогичные результаты получены
сотрудниками ГГИ, проводившими в 1969 г. наблюдения за ходом весеннего снеготаяния на
территории Богуславской гидрологической базы УкрНИГМИ [2]: при солярном типе весны
величина смещения пика расходов наносов по отношению к пику расходов воды составила
шесть дней.
Наблюдения в период формирования стока воды и наносов и измерения скоростных
характеристик, глубин, мутностей, позволили дать количественную оценку некоторых
гидравлических параметров потоков в оврагах, в частности коэффициента шероховатости
п, величина которого, как правило, в расчетах принималась осредненной, близкой к 0,05,
как для горных рек. Поскольку не вызывает сомнений турбулентный характер овражных
потоков, а также определяющее влияние, которое принадлежит рассредоточенным по
длине оврага местным сопротивлениям, величина п определялась по формуле Шези -
Маннинга:
У = с4нГ;
^0,167
С = , где п =
п
н0,67 т [0,5
V
68
(по результатам теодолитных съемок)
Таблица 1
деформаций
1991 г.
1992 г.
1993 г.
1995 г.
Сумма 1985-95 гг.
весна
осень
весна
осень
весна
осень
весна
0,5
0
0
0
0,3
0,1
0
1,8
0
0
0
0
0
0
0
2,0
0,3
0
0
0
0
0
0
0,95
0,2
0,1
0,2
0
0
0,05
0
1,85
-од
0
0
-0,3
+0,2
-0,2
-0,4
-0,83
-0,4
i
+0,1
0
-0,4
+0,4
0
-0,4
-0,7
! 0
+0,1
0
-0,2
+0,1
+0,1
-0,4
-0,85
: 0,3
0,2
0,3
0,4
0,2
0,2
0,3
Н - средняя по сечению глубина потока в овраге, м, / - уклон днища, V - средняя скорость
течения, м/с. Результаты расчета приведены на рис. 3, в виде кривых п -f(V) для трех
измерительных участков. Как видно, выявляется четкая разница в величинах п на участках
оврага, находящихся в различных грунтовых условиях. Минимальная величина п характерна
для верхнего участка: при скорости 0,25 м/с, например, она составляет 0,035, в то время как
при той же скорости коэффициент шероховатости на среднем участке 0,07, а на нижнем 0,1.
Как отмечалось выше, шероховатость на верхнем участке, по условиям протекания
руслового процесса ближе всего приближающегося к речным потокам, создается разными
по диаметру грунтовыми частицами, затопленными "побочнями" и изгибами излучины
оврага. Шероховатость на среднем и нижнем участках определяется выступами извест¬
няковой плиты, влекомыми наносами, представляющими собой грубообломочный материал
(средний размер обломков 0,55 X 0,73 X 0,45 м3), трещиноватостью, а также водоворот¬
ными зонами. На рис. 3 прослеживается особенность влияния на расчетную характеристику
п скоростных характеристик потока: при малых значениях скорости величина п возрастает
на всех участках и лишь при скоростях, превышающих 0,7-0,8 м/с, она становится посто¬
янной. Отмеченная закономерность проявляется в разной степени на участках русла с
разными видами шероховатости. Эти данные близки к зависимостям, полученным при
изучении ирригационной эрозии [3].
Поперечное сечение потока в овраге отличается от поперечного сечения русловых
потоков. Сечение потока в овраге имеет форму прямоугольника, трапеции, треугольника с
различным соотношением ширины и глубины в зависимости от величины расхода воды.
Треугольная форма русла наиболее характерна для начальных стадий развития при
преобладании глубинной эрозии, прямоугольная - для стадий, когда преобладают обваль-
но-осыпные, частично аккумулятивные процессы. Определяющую роль в конфигурации
поперечного сечения также играют грунтовые условия, чередование по глубине пород
разной размываемости. Соотношение между шириной и глубиной поперечного сечения
овражного потока на разных по длине оврага измерительных участках представлено на
рис. 4. В руслах прямоугольного поперечного сечения, что характерно для Егорова оврага,
показатель В/Н изменяется от 50 при малых расходах воды (менее 10 л/с), до 8-10 - при
больших - (более 300 л/с).
69
Измерительные участки оврага, второй
и третий, сложенные трудноразмываемыми
породами, служат для транзита наносов -
здесь овраг представляет собой артерию
переноса материала: поступающего с во¬
досборной площади, размытого на выше¬
лежащих участках оврага, а также осы¬
пающегося и оползающего с бортов.
Наиболее существенные переформирова¬
ния русла отмечаются на участках, сло¬
женных легкоразмываемыми породами.
Так, даже при визуальной оценке русловых
форм, образующихся на первом из участ¬
ков, видно их большое сходство с русло¬
выми формами на реках. Как и в руслах рек
с размываемым ложем, основными русло¬
выми формами в оврагах являются по-
бочни. Представление об их деформациях
было получено при сопоставлении данных
ежегодных съемок в м-бе 1:100 первого
измерительного участка, расположенного в
сравнительно легкоразмываемых породах.
Весенние съемки проводились после окон¬
чания стока талых вод и обсыхания дна и бортов оврага. Осенние съемки позволяли
зафиксировать положение днища перед следующим весенним циклом эрозионного вреза¬
ния. Результаты съемок представлены на рис. 5 и в табл. 1.
Рис. 1. Ход стока воды и наносов при адвективном
типе весны (нижний створ Егорова оврага 1983 г.)
1 - сток воды, 2 - сток наносов
Рис. 2. Ход стока воды и наносов при солярном типе весны (верхний створ
Егорова оврага 1984 г.). Условные обозначения см. рис. 1
В целом на первом участке за 10 лет произошли существенные изменения: пояс
меандрирования расширился на 2,55 м, стрела прогиба увеличилась на 1,27 м; радиус
кривизны верхнего крыла излучины увеличился на 0,95 м, а нижнего - на 1,85 м. Излучину
исследуемого участка Егорова оврага можно отнести к типу пологих, синусоидальных [4].
Сопоставление табл. 1 с гидрографами и данными о стоке наносов (табл. 2) за
соответствующие годы показывает, что зафиксированные изменения связаны с ходом
половодья. Наибольшие из них произошли в 1987-88 гг., характеризовавшихся растянутым
снеготаянием и большими объемами стока воды и наносов (1987 г. - 12, 1988 г. - 14 дней).
70
Рис. 3. Зависимость коэффициента шероховатости п от скорости потока V
1 - нижний участок, 2 - средний участок, 3 - верхний участок
Рис. 4. Зависимость соотношения ширины и глубины потока от расхода половодья
1 - верхний участок, 2 - средний участок, 3 - нижний участок
Кроме того, весна 1988 г. отличалась резкими изменениями температуры воздуха. Расходы
воды и наносов имели наивысшие значения 31 марта и составили соответственно 450 л/с и
558 г/с при мутности 1,24 г/л. Всего за половодье 1988 г. через исследуемый участок прошло
11,7 т грунта. ,
Переформирования конуса выноса оврага фиксировались теодолитными съемками
71
J
Рис. 5. План верхнего участка Егорова оврага
1 - съемка 1985 г., 2 - 1989 г., 3 - 1995 г.
Рис. 6. План конуса выноса Егорова оврага. Горизонтали проведены
через 0,2 м.
А - съемка 1985 г., Б - съемка 1988 г.
1 - урез Протвы.
начиная с 1985 г. За период наблюдений конус выдвинулся по направлению к проти¬
воположному берегу на расстояние около 1,5 м, соответственно сузив русло реки.
Затопляемая в период половодья и надводная в период межени часть конуса ежегодно
претерпевает значительные переформирования. Ежегодно в пределах надводной в период
межени части конуса проходит изменение планового положения сети ручьев,
растекающихся по его поверхности. Согласно первым съемкам конуса в м-бе 1:100 русло
потока в его вершине имеет глубину от 5 до 10 см. В центральной части конуса
прослеживался "останец", сформированный нагромождением относительно крупных глыб
известняка (диаметром до 10—15 см), которые разделяли поток на три слабо выраженных
рукава глубиной до 2-3 см. В последующие годы под действием льдин "останец" был
существенно снивелирован и деления потока на рукава не наблюдалось. Вода растекалась
по поверхности конуса "плащом" (рис. 6). За последние два-три года в приустьевой части
оврага и на конусе выноса произошли существенные изменения, связанные с ливнем,
прошедшим в июне 1993 г. и произведшим существенные переформирования в русле. Выше
конуса длина размыва составила 21 м; средняя ширина размыва - 2,0 м; максимальная
ширина - 2,8 м; средняя глубина - 0,5 м; максимальная глубина - 0,8 м. Объем вынесенного
грунта из образовавшейся промоины - 18 м3. При этом размылась ступень из глыб
известняка, которые были перенесены вниз по течению на расстояние 14 м и забили
водобойный колодец под структурной монолитной ступенью. Мелкозем был переотложен
ниже завала, его объем составил 10-12 м3.
Поскольку конус выноса Егорова оврага подрезается рекой, непосредственно в русло
Протвы поступает не только материал, образующийся в процессе переформирований на
конусе, но и часть взвешенных наносов, переносимых по тальвегу оврага в период
снеготаяния. По результатам многолетних исследований средняя мутность воды в Протве в
половодье составляет 1 г/л при максимальной мутности, измеренной в 1984 г., 7,7 г/л.
Непосредственно выше конуса в овраге максимальные мутности в период половодья
73
Таблица 2
Суммарные объемы стока воды и наносов в верхнем створе Егорова оврага
1983 г.
1984 г.
1985 г.
1986 г.
1987 г.
1988 г.
Q
R
Q
R
Q
R
Q
R
Q
R
Q
R
22,5
106
52,2
12,8
61,9
10,0
33,7
9,0
27,2
0,8
31,8
11,7
1989 г.
1990 г.
1991 г.
1992 г.
1993 г.
Q
R
Q
R
Q
R
Q
R
Q
R
3,3
0
0
0
4,6
1,1
5,8
3,1
5,9
6,9
Примечание: Q - объем воды, тыс. м3; R - объем наносов, т
достигают 30 г/л. При таком соотношении мутности р. Протвы и замыкающего створа
Егорова оврага можно ожидать некоторого увеличения мутности в створе поперечного
сечения реки ниже впадения оврага. Однако отборы проб на содержание наносов в потоке
показали, что ниже устья оврага увеличение мутности не превышает 0,5 г/л.
Выводы
Результаты многолетних наблюдений представляют интерес прежде всего как вклад в
региональный банк данных по формированию стока в верхних звеньях эрозионной сети. В
настоящее время, в связи с неблагоприятной экологической обстановкой по ряду регионов
страны, организация регионального мониторинга за природными процессами рассматри¬
вается как необходимое мероприятие. Наличие фактического материала по стоку воды и
наносов на типичном овражном водосборе, его обработка и публикация в открытой печати
для использования заинтересованными организациями представляются нам исключительно
актуальными.
Полученные гидравлические характеристики овражных потоков, особенно коэффи¬
циенты шероховатости на разных участках оврага и вариации соотношений В/Н в период
половодья, могут найти непосредственное применение в количественных зависимостях для
расчетов выноса грунтового материала из современной овражной сети и для прогноза
дальнейшего планового и глубинного расчленения водосборных бассейнов рек и балок.
Анализ особенностей руслового процесса на участках оврага, сложенных различными по
размываемости и гранулометрическому составу породами, свидетельствует о единых
закономерностях формирования стока взвешенных и влекомых наносов на реках и в
оврагах. Такие русловые образования как побочни, осередки, перекаты в оврагах, так же
как и в реках, могут рассматриваться как форма движения наносов.
Сопоставление величин мутности речного потока выше устья оврага и ниже его по
течению показало некоторое повышение содержания взвеси в потоке после впадения
оврага. Однако поскольку Егоров овраг является одним из серии оврагов, создающих
повышенную фоновую мутность на участке правого берега Протвы, влияние каждого
отдельного оврага уловить достаточно трудно.
Крупнозернистый и обломочный материал, транспортируемый овражным потоком и
формирующий конус выноса, является той частью стока влекомых наносов, которая
оказывает непосредственное влияние на русловой режим Протвы, отжимая поток к левому
берегу, увеличивая извилистость фарватера. Подобные процессы на судоходных реках
создают значительные трудности для судоходства.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Зорина Е.Ф., Никольская И.И., Ковалев С.Н. Методика определения интенсивности роста оврагов //
Геоморфология. 1993. № 3. С. 66-75.
2. Дрозд Н.И., Горецкая З.А., Шкрябий П.А. Формирование стока воды и наносов в период весеннего
половодья на склоне и малом овражно-балочном водосборе // Тр. ГГИ. Вып. 210. Л.: Гидрометеоиздат,
1974. С. 31-39.
74
3. Кузнецов М.С., Гоигорьев В.Я., Хан К.Ю. Ирригационная эрозия почв и ее предупреждение при поливах
дождеванием. М: Наука, 1990. 119 с.
4. Маккавеев Н.И. Сток и русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1971. 114 с.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 28.05.96
GYLLY EROSION MECHANISM AND DYNAMICS OF CHANNEL FORMS
M.V. VERETENNIKOVA
Sum m a г у
The results of multiannual investigations of water runoff and solid flow in the typical gylly catch basins are
discussed. The test site was chosen in the central part of European Russia. Some regular features of gully channel
process are established in the test site with the rocks of different density and granulometric composition. Quantitative
characteristics of channels' morphometry and ephemeral flood streams' hydraulics are found. Some field data of gully's
debris cone formation in the valley of Protva River are represented.
УДК 551.435.162
© 1998 г. Е.Ф. ЗОРИНА, С.Н. КОВАЛЕВ, И.И. НИКОЛЬСКАЯ
ПОДХОДЫ К ТИПИЗАЦИИ ОВРАГОВ1
Возникновение и развитие оврагов, как и других эрозионных форм, связано с работой
временных потоков дождевых и талых вод. Фундаментальные исследования этого процесса
начались в конце XIX в., когда ощутимо стали проявляться негативные последствия овраго-
образования на плодородных пахотных землях Юга Нечерноземья и Черноземной зоны Рос¬
сии. Известны работы Массальского [1], Козменко [2], Соболева [3], Арманда [4], Рожкова
[5], Косова [6], Лидова, Сетунской [7, 8], Казанской школы геоморфологов (Дедков, Бута¬
ков, Мозжерин) [9] и многих других исследователей, занимающихся вопросами изучения по¬
явления и развития овражной эрозии, ее интенсивности и региональных особенностей.
Вместе с тем, до настоящего времени в научной литературе отсутствуют общепринятые
классификации и терминология для обозначения линейных форм верхних звеньев эро¬
зионной сети, в частности, оврагов. Это во многих случаях затрудняет понимание сути и
сопоставление результатов работ, выполненных в различных регионах страны.
Основываясь на результатах ранее выполненных исследований, а также принимая во
внимание характер исходных картографических материалов и данные экспериментов на
модели оврагообразования в Гидрофизической лаборатории МГУ [10], нами приняты и
используются в дальнейших работах изложенные ниже основные признаки оврагов и их
классификации. Принятые классификационные признаки в наибольшей степени применимы
к овражным формам равнинных областей земледельческой зоны России. Нами не рас¬
сматриваются линейные врезы горных областей, поскольку их генезис и развитие зна¬
чительно отличаются от эрозионных форм равнинного рельефа. Интересны, по-видимому,
классификация овражных форм и их морфометрия в зависимости от геологии и
преобладающих склоновых процессов, что является предметом самостоятельного иссле¬
дования. В зависимости от тектоники и строения речной сети может быть разработана
классификация форм планового расчленения территории овражной сетью, что также
остается за рамками настоящей работы.
Само понятие "овраг", отличающее его от прочих линейных эрозионных образований,
принято связывать в первую очередь с его разрушительной способностью, соответственно с
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 97-05-64096).
75
определенными размерами эрозионной формы; во-вторых — с характерной формой
продольного и поперечного профиля и, наконец, с динамическим состоянием всей эро¬
зионной системы: водосбор-водоток-овраг.
Наиболее типичным оврагом для земледельческой зоны России является эрозионная
линейная форма, которая в определенных природных условиях может развиваться в длину
не менее чем на 80 м, в глубину - не менее 1,5-2,0 м. Придержки эти, в значительной
степени условные, тем не менее связаны с характерной морфометрией склонов балочных
водосборов, являющихся основным местом оврагообразования. При глубинах местных ба¬
зисов эрозии склоновых водосборов 20-40 м, характерных уклонах от бровки к днищу
балки 15-20° (0,3-0,4), длина участка склона от подошвы до бровки оказывается равной
80-90 м. Разрушительная способность оврага обычно проявляется после выхода его вер¬
шины за бровку склона на приводораздельное пространство, т.е. когда его длина достигает
80-100 м. Землеустроители фиксируют овраги тоже после появления их вершин на поле,
следовательно, с момента, когда их длина приближается к 100 м. С размерами оврага свя¬
зана и особенность его развития во времени по сравнению с малыми эрозионными формами
(промоины, ложбины, рытвины, водороины и т.д.) на склонах, поскольку овраги - результат
многолетней работы потоков дождевых и талых вод разной интенсивности.
Форма продольного и поперечного профиля оврага отличается от профилей таких ли¬
нейных эрозионных врезов, как ложбины, рытвины, водороины, длина которых того же по¬
рядка, что и длина оврага. Для оврага характерен продольный профиль, отличающийся от
профиля склона и имеющий уклон, превосходящий крутизну склона в привершинной части
и значительно снижающийся, нередко доходящий до "нуля" в приустьевой зоне. Попе¬
речный профиль оврага изменяется как по длине оврага, так и во времени. В начальный
период своего развития овраг на всем протяжении имеет обрывистые, осыпные или опол¬
зневые склоны, лишенные растительности: крутизна склонов нередко значительно пре¬
восходит уклоны естественного откоса. На поздних стадиях развития в устьевой и средней
части оврага склоны обычно выполаживаются и зарастают, что наиболее характерно для
гумидных зон. Нередко в определенных климатических и литологических условиях от¬
весные склоны длительное время сохраняются на всем протяжении крупного одиночного
оврага или целой овражной системы. Склоны оврага в его привершинной части, как
правило, сохраняют признаки роста весь период его активной жизни, даже тогда, когда
линейный рост прекращается, но продолжают увеличиваться площадь оврага и его
объем.
Третий основной признак оврага - его динамическое состояние - предполагает, что
эрозионная форма находится в стадии активного развития в настоящее время или не по¬
теряла возможность активизации в современных природных условиях, а также сохраняет
признаки растущей формы, закончив основной этап развития в недалеком прошлом. Это
свойство оврагов положено в основу ряда классификаций эрозионных форм, в которых
овраг рассматривается как одна из промежуточных стадий развития от рытвины к балке.
Классификация оврагов, по нашим представлениям, целесообразна по следующим основ¬
ным признакам: по происхождению, по месту развития (типу водосбора), по стадии раз¬
вития.
По происхождению овраги принято делить на естественные и антропогенные.
Естественные овраги образовывались и образуются в настоящее время, как правило, на
водосборах значительной площади, где концентрируются потоки со скоростями, достаточ¬
ными для размыва почвенного покрова, защищенного естественной растительностью. Им¬
пульсом к развитию линейного эрозионного вреза на склоне балочного водосбора или на
склоне речной долины могут быть процессы меандрирования и подмыва берега с об¬
разованием эрозионного уступа, а также комплекс воздействия сопутствующих овраго-
образованию склоновых процессов (карст, возникновение трещин в прибровочной части
склона, осыпи и осовы и т.п.), катастрофические ливни и другие природные аномалии.
Антропогенные овраги - формы, образование которых обусловлено антропогенным
вмешательством в природные ландшафты. По виду и степени антропогенной нагрузки
могут быть выделены три достаточно крупные группы:
1) Овраги, местом образования которых являются естественные природные водосборы,
процесс линейной эрозии на которых начинается при нарушении естественного природного
комплекса - распашке, сведении естественного растительного покрова, усиленном об¬
воднении территории и т.п.
2) Овраги, образование которых связано с искусственно сформированными концентра¬
торами стока (при относительно малых водосборах, не способных в обычных условиях
76
создать необходимые объемы стока воды) путем создания новых линий стока - разъем¬
ными бороздами на пашне, скотопрогонными тропами, межеванием. Сюда же относятся
дорожные овраги, разрушающие кюветы и полотно дорог, т.е. это овраги, сформиро¬
вавшиеся на искусственных водосборах под действием атмосферных осадков. К этой группе
относятся все т.н. "береговые" овраги, прорезающие крутые части склонов рек и балок, не
имеющие морфометрически выраженных склоновых водосборов и не выходящие вер¬
шинами за бровку склона.
3) Техногенные овраги, образование которых происходит под действием стока про¬
мышленных вод при добыче ископаемых, строительных работах, сбросных вод разного
рода предприятий. Формирование оврагов этого типа практически полностью подчинено
антропогенной деятельности, может быть запланировано при составлении проекта зем¬
леустроительных работ и корректироваться в ходе их выполнения.
По месту развития (типу морфометрии водосбора) выделяются две группы оврагов.
1) Овраги, формирующиеся на склоновых водосборах, где продольные уклоны тальвега
водосбора намного превышают уклоны к основной ложбине стока (поперечного профиля).
Эти овраги начинают развитие на склоне в то время, когда формирующийся эрозионный
врез дренирует незначительную часть склонового водосбора. Нарастание расхода в ли¬
нейной форме проходит, как правило, до периода прорыва бровки склона и выхода на
участки, продольные и поперечные уклоны которых сопоставимы между собой. В процессе
дальнейшего развития овраг формирует морфометрию своего водосбора, увеличивая по¬
перечные уклоны склона, образуя отвершки. В момент прорыва бровки склона вершина
оврага практически становится замыкающим створом склонового водосбора. В дальнейшем
линейный врез дренирует до 80% склонового стока.
2) Овраги, развивающиеся в морфометрически отчетливо выраженных линейных формах
водосбора (балки, ложбины, суходолы и т.д.). Они используют водосборы ранее
образованной эрозионной формы. С момента своего возникновения, благодаря преоб¬
ладанию поперечных уклонов, дренируют 70-80% стока с площади водосбора, прилегающей
к вершинному створу. Средние скорости роста таких оврагов обычно выше средних ско¬
ростей линейного роста оврагов первого типа, имеют меньшую вариабельность, что обус¬
ловлено также особенностями морфометрии водосборов. Практически отсутствует стадия
увеличения скорости роста, связанная в оврагах первого типа с периодом привлечения в
эрозионный врез расходов с возрастающей водосборной площади. Принятые различия дос¬
таточно надежно могут читаться по гипсометрическим картам крупных масштабов, на¬
чиная от 1 : 25000, т.е. тех, по которым может выполняться расчет количества и про¬
тяженности овражных форм, начиная от минимальных размеров 80-100 м.
Классификация оврагов по стадийности их развития разработана в основном приме¬
нительно к типичным склоновым оврагам (естественным и антропогенным). Основана она
на результатах анализа развития оврагов в природных условиях и экспериментах в ла¬
боратории. Определяя стадии развития собственно оврага, мы умышленно отказываемся от
названий "стадия промоины" и "стадия балки", поскольку далеко не каждая промоина или
водороина на склоне в ходе развития превращается в овраг, т.е. не каждый склоновый
водосбор является оврагообразующим. Считаем также, что заросший овраг может на¬
зываться балкой лишь условно, поскольку балки как специфическая эрозионная форма
создавались в отличных от современных условиях климата, морфологии и морфометрии
рельефа. Известно также, что многим древним эрозионным формам, представляющим в
настоящее время типичные балки, не предшествовала стадия оврага.
1 стадия оврага - зарождение на крутом участке склона, характеризуется разрывами
дернины, постепенной концентрацией склонового потока в едином русле, выработкой ложа
склонового потока, его углублением, увеличением расхода потока и его скорости. Эта
стадия легко определяется визуально. Вместе с тем, определение времени прохождения
оврагом этой стадии развития представляет значительные трудности из-за непредсказуемо
большого числа природных и чисто случайных антропогенных факторов. Это период, когда
рычаги саморазвития оврага только начинают свое воздействие. В лабораторных условиях,
где случайность антропогенного воздействия заменена искусственно создаваемой бороздой
на склоне, а условия дернового покрова - более плотным равномерным покрытием модели,
эта стадия занимает около 1% общего времени оврагообразования. Считаем, что при даль¬
нейшем анализе оврагообразовательного процесса по данным эксперимента и составлении
расчетного алгоритма развития от этого периода следует абстрагироваться и за начало
оврагообразования принимать четко фиксируемый момент промыва бровки склона, когда
овраг начинает рост как специфическая линейная форма.
77
II стадия - период наиболее активного роста практически всех параметров оврага, а
особенно его длины и глубины. Продолжительность периода составляет около 10—15%
общего времени оврагообразования. За это время длина оврага вырабатывается на 70-80%,
объем - на 40%. Нарастание объема во времени для этого периода может быть
представлено как:
где Wi - современный объем оврага, - максимальный объем на завершающей стадии
развития, г, - время выработки современного объема, Т - общее время оврагообразования
для конкретной овражной формы.
III стадия - практической выработки полной длины оврага и 60-80% его объема.
Изменение объема оврага во времени на этой стадии развития подчиняется следующей за¬
висимости:
Обозначения те же, что и в предыдущей зависимости.
Эта стадия завершает наиболее активный период, занимающий около 40% общего вре¬
мени развития оврага. Вторая и третья стадии оврагообразовательного процесса харак¬
теризуются наиболее интенсивным падением скоростей линейного и объемного роста, что
является следствием уменьшения привершинной площади и снижения, по мере роста длины
оврага, среднего уклона продольного профиля. При этом форма продольного профиля на
этих стадиях остается выпуклой, при которой транспортирующая способность потоков
(особенно дождевых) нарастает вниз по течению. Если в качестве показателя интен¬
сивности развития оврага принять ежегодное приращение его объема, т.е. объем еже¬
годного выноса (м3/год), то снижение этого показателя за период второй и третьей стадий
можно представить как:
V
v макс
,0,56
(3)
где УмакСцг - интенсивность на момент прорыва бровки склона, м3/год. Viw - интенсивность
объемного роста на период времени th м3/год, t-t - относительное время, % от общего
времени развития оврага.
В конце третьей стадии, когда в длину овраг практически прекращает рост, интен¬
сивность его объемного роста снижается по сравнению с максимальной в 7-8 раз.
IV стадия соответствует, при близком к постоянному среднем уклоне, выработке про¬
филя "равновесия", чередованию по длине оврага участков эрозии и аккумуляции, посте¬
пенному углублению верхнего и среднего участков, перемещению в верхнюю часть про¬
дольного профиля стрелы максимального прогиба. Постепенно на все большем протяжении
продольный профиль оврага становится зоной транзита наносов и их аккумуляции. Это
этап длительного, медленного и относительно спокойного развития, занимающий около
60% общего времени оврагообразования. Интенсивность объемного роста оврага в этот пе¬
риод можно представить в следующем виде:
V. = V
“i “ и
З’161°3-0,01Л
,2,73
(4)
Обозначения те же, что и в предыдущей зависимости.
V стадия - овражная форма достигает своих предельных размеров; в зависимости от
климатических, геолого-почвенных и гидрологических условий овраг определенный период
сохраняет признаки активной формы. Параметры оврага на завершающей стадии развития
являются функцией комплекса природных характеристик регионов. Объем оврага на завер¬
шающей стадии развития рассчитывается как:
h2HQ0’61
Vp2’V
(5)
78
Изменение относительных отметок продольного профиля по длине эрозионной формы на стадии
выработанного профиля
Расстояние от устья
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
0,8
0,9
1,0
Отметка продольного
профиля
0,03
0,07
0,11
0,16
0,2
0,29
0,37
0,49
0,67
1,0
где h - средняя глубина оврага на завершающей стадии развития, м; Н - глубина местного
базиса эрозии, м; Q - расходы паводочного стока или половодья расчетного процента обес¬
печенности, м3/сек; Vp - размывающая скорость как характеристика грунтов, слагающих
склон, м/сек; п - коэффициент шероховатости русла оврага (0,03-0,05); К - обобщенный
эмпирический коэффициент - функция формы склона, конфигурации водосбора, формы
русла, типа осадков и их распределения в пределах водосборного бассейна.
Период времени, необходимый для формирования оврага, определяется по зависимости:
Т =
(6)
где - объем, определяемый в соответствии с зависимостью (5); Vмакс - интенсивность
выноса грунта за пределы овражной формы на период прорыва бровки склона (максимум
активности роста), м3/год; С - эмпирический коэффициент, функция формы склона; по
данным экспериментальных исследований изменяется от 0,14 на крутых выпуклых склонах
до 0,25 - на склонах прямых с малыми глубинами базисов эрозии.
Для расчета максимальной интенсивности выноса грунта предлагается зависимость:
Vum = V0P=V0
/~/р
0,2+0,65(7-/0)
Л
)
(7)
где Р - объемное содержание грунта в потоке, Vq - сток воды в период, соответствующий
наибольшим скоростям склонового потока в замыкающем створе овражной формы (расчет
по ’’Инструкции ГГИ"), I - уклон склона в прибровочной части, 1$ - "критический" уклон -
энергетический градиент потока на перемещение по склону со скоростями, близкими к раз¬
мывающей:
h - Р
°’67vp2’Ve-°’67
(8)
где Р - эмпирический коэффициент, для начальных стадий формирования оврага близкий к
4,0, Vp - размывающая скорость, м3/с, п - коэффициент шероховатости, который для
начальных стадий формирования оврага при глыбистом, ступенчатом русле, больших ук¬
лонах и скоростях потока, как правило, значительно превосходит величину, заклады¬
ваемую в расчет максимального объема (формула 5) и близок к 0,08-0,1, Q - расход с во¬
досборной площади, обеспечивающий размывающие скорости в прибровочной части скло¬
на, м3/с.
Зависимости, позволяющие рассчитать параметры оврага на заключительной стадии
развития, получены на основе анализа кривой продольного профиля оврага, достигшего
т.н. "равновесия", или "выработанного" продольного профиля. В таблице, представлено
относительное изменение отметок "выработанного" продольного профиля линейной
эрозионной формы, развивающейся под действием временных потоков, формирующихся на
склоновых водосборах в периоды дождей и таяния снега (при относительно равномерном
его залегании и таянии на водосборе). Форма водосбора, определяющая в значительной
степени нарастание расхода по длине эрозионной формы, принята типичной для централь¬
ной России, осредненной по данным обработки картографических материалов и анализу
натурных наблюдений.
Изменение уклонов по длине эрозионной формы, определяющее полученные отметки
продольного профиля, хорошо согласуется с рекомендациями по расчету изменений этих
характеристик для речных бассейнов, предложенными Н.И. Маккавеевым [11]. Анализ
продольных профилей овражных форм показывает, что практически все они находятся еще
в стадии развития и имеют отметки профилей более высокие, чем расчетные. Типичные
79
заросшие овраги Орловской области (Мценский район) имеют профиль, приближающийся к
расчетному [12].
Интересно сопоставление расчетного предельного профиля с продольными профилями
балок, конфигурация водосборных бассейнов которых близка к склоновым водосборам ов¬
рагов. Такая работа была выполнена В.П. Бондаревым [13] по результатам анализа
балочных форм региона Центрального Черноземья.
Расчетная кривая (таблица) занимает среднее промежуточное положение между кри¬
выми, характеризующими наиболее и наименее выработанные по длине профили балок,
т.е. оно достаточно надежно характеризует как форму профиля, так и относительные зна¬
чения отметок. Большинство современных балок имеют днище с отметками несколько
выше расчетных, что может быть как результатом последующих аккумулятивных про¬
цессов, так и "недовыработанности" продольного профиля в некоторых балочных
формах.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Массальский В.И. Овраги черноземной полосы России, их распространение, развитие, деятельность.
СПб., 1897. 251 с.
2. Козменко П.С. Борьба с овражной эрозией почв на сельскохозяйственных угодьях. М.: Сельхозгиз,
1963. 206 с.
3. 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.
4. Арманд ДЛ. Антропогенные эрозионные процессы // Сельскохозяйственная эрозия и борьба с ней. М.:
Изд-во АН СССР, 1956. С. 7-46.
5. Рожков А.Г. Борьба с оврагами. М.: Колос, 1981. 200 с.
6. Косов Б.Ф. Рельефообразующая роль антропогенной эрозии // Вести. МГУ. Сер. 5, География. 1978.
№ 5. С. 19-26.
7. Лидов В.П. Некоторые закономерности размыва в овражных системах и стадийность в развитии
внутренней морфоструктуры оврагов // Вести. МГУ. Сер. 17. Почвоведение. 1960. № 4. С. 61-67.
8 .Лидов В.П., Сету некая Л.Е. Результаты исследования процессов эрозии количественным методом
посредством анализа серии специальных карт (на примере Приволжской возвышенности) // Тр. Ин-та
леса АН СССР. 1959. Т. 64. С. 5-34.
9. Овражная эрозия востока Русской равнины / Под ред. А.П. Дедкова. Казань: Изд-во Казан, ун-та,
1990. 142 с.
10. Никольская И.И. Экспериментальные исследования развития оврагов: Автореф. дис. ... канд. геогр.
наук. М.: МГУ, 1980. 26 с.
11. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 347 с.
12. Зорина Е.Ф. Расчетные методы определения потенциала овражной эрозии // Эрозия почв и русловые
процессы. Вып. 7. М.: Изд-во МГУ, 1979. С. 81-90.
13. Бондарев В.П. Геоморфологический анализ и прогноз оврагообразования (на примере Центрального
Черноземья): Автореф. дис.... канд. геогр. наук. М., 1994. 25 с.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 15.11.97
APPROACHES ТО GULLY TYPIFICATION
E.F. ZORINA, S.I. KOVALEV, I.I. NIKOL’SKAYA
Summary
Characteristic features of gullies, extrinsic to other erosion forms, are under discussion. Gully formation is
considered as one of constituent elements of relief development. It is dynamic form of curtain shape and extent.
Classification principles based on different characteristics were suggested. The classification by developmental stages is
one of the most interesting one. Five stages classified by value of growing velocity were deduced.
80
УДК 551.43(571-925.17/19)
© 1998 г. Е.В. ЛЕБЕДЕВА
ЭВОЛЮЦИЯ РЕЛЬЕФООБРАЗУЮЩИХ ПРОЦЕССОВ
ЗАПАДНОГО ПРИОХОТЬЯ В КАЙНОЗОЕ1
Облик рельефа любой территории формируется в результате длительного взаимодейст¬
вия экзо- и эндогенных факторов. Причем эволюция рельефа сопровождается (и в то же
время обусловлена) эволюцией ведущих геоморфологических процессов, в том числе,
имеющих катастрофический характер. Современные рельефообразующие процессы, с
одной стороны, определяются уже сложившимся типом рельефа (его абсолютными высота¬
ми, густотой и глубиной эрозионного расчленения, мощностью и составом чехла выветре-
лых пород и др.), но, с другой стороны, в силу тех или иных причин могут во многом не
соответствовать характеру процессов, сформировавших этот рельеф. Так, в случае потеп¬
ления климата и деградации ледников, сформированный альпинотипный рельеф, например,
будет развиваться в дальнейшем уже под воздействием процессов гравитации и эрозии, а не
экзарации, нивации и т.п.
Западное Приохотье включает центральную и южную части денудационного средне¬
горья хр. Джугджур и глубоко расчлененное низкогорье с отдельными среднегорными
массивами хребта Прибрежного, протянувшиеся вдоль побережья Охотского моря и раз¬
деленные денудационно-аккумулятивным низкогорьем Лантаро-Немуйской межгорной
депрессии. Ведущими геоморфологическими процессами в настоящее время являются
нивально-криогенные, гравитационные, крип, эрозия, на побережье - абразия. Имеют
катастрофический характер и играют наибольшую роль в современном рельефообразова-
нии землетрясения силой до 7 баллов, которые провоцируют сейсмогравитационные про¬
цессы, сейсмогенные сбросообвалы, отседание крупных блоков пород, активизацию грави¬
тационных процессов в целом, а также летние муссонные паводки на реках и осенние
шторма, совпадающие с нагонами, которые вызывают катастрофическое развитие процес¬
сов абразии и эрозии и приводят к частичному уничтожению и активному переформирова¬
нию аккумулятивного рельефа в долинах и приустьевых частях рек [1].
Морфология рельефа и особенности вещественного состава разновозрастных рыхлых
отложений свидетельствуют о том, что на протяжении кайнозоя тип рельефообразующих
процессов и их соотношение значительно изменялись. Так, например, места выходов
известняков на исследуемой и сопредельной территории интенсивно закарстованы. Однако
темпы современной карстовой денудации весьма незначительны (от 6 до 26,1 м3/год с км2),
а из задокументированных подземных карстовых полостей лишь менее 9% продолжают
развиваться - наращивать свой объем [2]. О древности карстовых форм свидетельствует и
их положение в современном рельефе: нередко серии провальных воронок расположены на
узких гребневидных водоразделах (окрестности пос. Аян, плато Мар-Куель). По оценке
Ю.И. Берсенева [2], наиболее благоприятные условия для карстообразования существовали
на исследуемой территории в олигоцене: влажный теплый климат, высокая концентрация
углекислого газа в атмосфере, значительно менее расчлененный рельеф.
Современное хозяйственное использование территории, увеличение антропогенной
нагрузки также неизбежно приводят к изменению темпов и характера течения природных
(в том числе геоморфологических) процессов. Для прогноза стратегии освоения региона
представляют как чисто научный, так и сугубо практический интерес эволюция геоморфо¬
логических процессов Западного Приохотья, изменение их характера, а также их взаимо¬
отношения во времени и степень участия различных их типов в рельефообразовании в раз¬
ные эпохи кайнозоя. Имеющиеся материалы по истории развития рельефа и особенностям
осадконакопления [3-5 и др.] позволяют (по крайней мере, в общих чертах) восстановить
эволюцию ведущих геоморфологических процессов восточного склона хребта Джугджур в
палеоген-четвертичное время (Таблица). С определенной долей условности мы можем гово¬
рить также и о катастрофизме (или особой активизации) тех или иных реконструируемых
нами геоморфологических процессов в том случае, если: а) сам процесс катастрофичен
по характеру (землетрясения, сход лавин, селей и др.); б) есть факты, свидетельствующие о
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (код проекта 96-05-65675).
81
Время (индекс)
Современное | Q4 (оптимум) | Q34 |Q3 |Q32 |
Характер рельефа
Низко-среднегорный расчлененный рельеф с глубокими V и U-образными (в
до 2 000м, глубина расчленения - до 1 000м.
Тектоника
Затухающие дифференцированные тектонические движения небольшой
хребтов за счет депрессии
Положение уровня
моря
0м
+4-6м
Регрессия
Не выше со¬
временного
Регрессия
Оледенение
Нет
Г орно-долинное
(в осевых частях
хребтов), подзе¬
мное
Нет
Го^цо-
долинное,
подземное (?)
Климат
(относительно сов¬
ременного)2
Умеренный с
чертами мус¬
сонного
Теплее совре¬
менного
Значительно хо¬
лоднее, резко
континенталь¬
ный
Несколько
теплее
Значительно
холоднее
Тип выветривания
Преобладает физическое выветривание
Преобладаю¬
щие геомор¬
фологичес¬
кие процессы
на
водо-
разде
лах
Нивально-
криогенные,
дефляция
Солифлюк-
ция, элювио-
образование
Гляциальные,
нивально-
криогенные,
дефляция
Элювиооб-
разование
Гляциальные,
нивально-
криогенные,
дефляция
на
скло¬
нах
Гравитацион¬
ные, крип, ла-
винообразова-
ние
Гравитацион¬
ные, крип,
солифлюкция
Гравитационные,
крип, лавинооб-
разование, соли¬
флюкция
Гравитацион¬
ные, крип,
солифлюкция
Гравитацион¬
ные, крип,
лавинообразо
вание, соли¬
флюкция
в до¬
линах
Боковая и глу¬
бинная эрозия,
на отдельных
участках - ак¬
кумуляция
Глубинная
эрозия сменя¬
ется во второй
половине ак¬
кумуляцией до
уровня +2-4м
Экзарация, сход
селей, аккумуля¬
ция до +5-6м
Глубинная и
боковая эро¬
зия сменяет¬
ся аккумуля¬
цией
Экзарацион-
ные, мерзло¬
тные, сход
селей, акку¬
муляция до
+10-12м
на
побе¬
режье
На мысах -
абразия, в бух¬
тах в приус¬
тьевых частях
рек - аккуму¬
ляция
Усиление аб¬
разии на мы¬
сах, в бухтах -
аккумуляция
до +4-6м
Аккумуляция на
шельфе водно¬
ледниковых и
аллювиальных
отложений
Переработка
морем акку¬
мулятивных
форм на
шельфе
Аккумуляция
на шельфе
ледникового
и воднолед¬
никового
материала
Особо активные и
катастрофические
процессы
Отседание,
сбросообвалы,
эрозия, абра¬
зия, лавины,
дефляция, пу¬
чение, термо¬
карст, наледе-
образование
В первую по¬
ловину - эро¬
зия; солифлю¬
кция, абразия,
гравитацион¬
ные процессы
Дефляция, лави-
но- и селеобра-
зование, крио¬
генные, гравита¬
ционные процес¬
сы
В период
врезания -
эрозионные
процессы
Дефляция,
сход лавин и
селей, крио¬
генные про¬
цессы
2 Для плиоцен-четвертичного времени реконструкции климата по палеорастительности выполнены
И.А.Каревской, для олигоцена и миоцена - даны по материалам В.В.Скотаренко jp] и Ю.Ф.Чемекова £з].
82
Западного Приохотья в кайнозое
сь1 \Qi 102л ““fo? 1
Q2‘ iQr
пределах депрессий - ящикообразными долинами рек горного и полугорного типа. Абс. высоты -
амплитуды и интенсивности. Воздымание осевых частей хребтов, прогрессирующее расширение
Вероятно до +10-
12м
Регрессия
Не выше сов¬
ременного
Регрессия
Трансгрессия
(?)
Регрессия (?)
Постепенная дег¬
радация ледников
Полупокровное
оледенение с вы¬
ходом ледников на
шельф
Нет
Вероятно сущес¬
твование ледни¬
ков
Нет
Вероятно
существо¬
вание ледни¬
ков
Теплее современ¬
ного
Значительно холо¬
днее
Резко конти¬
нентальный,
теплее совре¬
менного
Относительное
похолодание
Значительно
теплее
?
Преимущественно физическое при участии
химического
Аккумуляция ле¬
дниковых и вод¬
ноледниковых
отложений, их
размыв
Гляциальные, ни-
вально-криоген-
ные, дефляция, ак¬
кумуляция ледни¬
кового материала
Элювио-
образование
Г ляциальные (?),
нивально-
криогенные
Площадная и
линейная
эрозия - раз¬
мыв рыхлых
отложений
Гляциальные
(?), ниваль-
но-криоген-
ные
Гравитационные,
солифлюкция,
эрозия
Гравитационные,
конжелифлюкци-
онные, лавинооб-
разование
Гравитацион¬
ные, крип
Гравитацион¬
ные, крип, лави-
нообразование
Гравитацион
ные, крип
Гравитацион¬
ные, крип
В верховьях рек
регрессивная эро¬
зия, в среднем и
нижнем течении -
аккумуляция до
+20-30м; сход
селей
Экзарация, акку¬
муляция до уровня
+10-30м (локально
до +140-200), мер¬
злотные процессы
Преобладают
врезание и
размыв, в пер¬
вую половину
- незначитель¬
ная аккумуля¬
ция
В первую поло¬
вину - заверше¬
ние этапа акку¬
муляции, во вто¬
рую - эрозия
В верховьях
- врезание, в
нижнем и
среднем те¬
чении - ак¬
кумуляция
до +30-70м;
сход селей
Эрозия
Преобладает ак¬
тивная абразия, в
приустьевых час¬
тях рек - аккуму¬
ляция
Аккумуляция на
шельфе леднико¬
вого и воднолед¬
никового материа¬
ла
?
Абразия, селеоб-
разование, проры-
вы подпрудных
приледниковых
озер, эрозия - рег¬
рессивная, глу¬
бинная, боковая,
площадная
Дефляция, лавино-
образование, мерз¬
лотные процессы
Гравитацион¬
ные, эрозион¬
ные процессы
В первую поло¬
вину - паводки,
сели, во вторую
- гравитацион¬
ные, эрозионные
процессы
Эрозионные
процессы,
селеобразова-
ние, паводки
Эрозионные,
гравитацион¬
ные процес¬
сы
83
Время (индекс)
(У 1<У IQ/ |N2J In22
Характер рельефа
Низко-среднегорный расчлененный рельеф с
глубокими V и U-образными ( в пределах де¬
прессий - ящикообразными) долинами рек
горного и полуторного типа. Абс. высоты - до
2000м, глубина расчленения - до 1000м
Формирование низко-средне-
горного рельефа
Тектоника
Затухающие дифференцированные тектони-
чекие движения небольшой амплитуды и ин¬
тенсивности. Воздымание осевых частей хре¬
бтов, прогрессирующее расширение хребтов
за счет депрессии
Интенсивное воздымание
Положение уровня
моря
?
Трансгрессия (?)
Регрессия (?) ?
Оледенение
Нет
?
Нет
?
Климат
(относительно сов¬
ременного)2
Значительно
теплее (экзоты
до 33%)
?
Значительно теплее,
чередование сухих и
влажных периодов
?
Тип выветривания
Преимущественно
физическое при учас¬
тии химического
Как химическое, так и <
шзическое
Пре-
обла-
даю-
щие
гео¬
мор-
фоло-
гичес-
кие
про¬
цессы
на водо¬
разделах
Элювиообразо-
вание, карст
?
Элювиообразование,
карст, дефляция
Эрозия, денудация, карст
на склонах
Г равитационные,
крип
Гравитационные,
крип, десерпция, со¬
лифлюкция
Гравитационные, крип, оползни
в долинах
Карстовые,
локальная ак¬
кумуляция
Эро¬
зия
Чередование этапов
углубления и выпол¬
нения долин, аккуму¬
ляция до +40-60м и
более
Врезание водотоков на глубину до
100м и более
на побе¬
режье
?
Абразия на современном шельфе
Особо активные и
катастофические
процессы
Гравитацион¬
ные
Эро¬
зия,
грави¬
тацио¬
нные
Эрозия и аккумуля¬
ция, гравитационные
процессы, прорывы
подпрудных озер,
сейсмодислокации
Резкое возрастание роли эрозион¬
ных, гравитационных и сейсмог-
равитационных процессов; ополз¬
ни, углубление и усложнение кар¬
стовых полостей
значительной активизации процессов этого типа в тот или иной временной интер¬
вал; в) имеются данные о существовании особо благоприятных условий для этой активи¬
зации.
Наиболее древним этапом кайнозоя, для которого возможна реконструкция, является
олигоцен. Характер сохранившихся фрагментов древнего рельефа, а также коррелятных
ему отложений, описанных в работах В.В. Скотаренко [6], Ю.Ф. Чемекова [3] и ряде гео¬
логических отчетов, свидетельствует о выравнивании мел-палеоценового горного рельефа
и формировании в эоцен-олигоценовое время в условиях относительного тектонического
покоя региональной поверхности выравнивания. Для слабодифференцированного, близкого
к равнинному рельефа олигоцена с небольшими фрагментами низкогорных участков в
условиях близкого к тропическому климата было характерно преобладание процессов
глубокого химического выветривания (корообразование с преобладанием кор каолинового
состава) и комплексной денудации. В карбонатных породах шло интенсивное развитие
карста. По данным Р.А. Цыкина [7] преобладал покрытый, а по данным Ю.И. Берсенева
[2] - задернованный карст. К этому времени, вероятно, относится и формирование самой
крупной карстовой котловины сопредельных регионов - Северный Мар-Куель. Среди скло¬
новых процессов ведущую роль играли солифлюкция, делювиальный смыв, оплывание, о
84
№ In? In? [n?
Низкогорный слаборасчлененный
рельеф с фрагментами равнинного;
по периферии хребтов формируется
локальная поверхность выравнива¬
ния; в депрессии - широкие долины
рек равнинного характера
При сохранении обширных фра¬
гментов равнинного рельефа уве¬
личивается его дифференциро¬
ванность, возрастает площадь
низкогорных массивов
Слабо дифференцированный,
близкий к равнинному рельеф
региональной поверхности
выравнивания с отдельными
мелкосопочными низкогор¬
ными массивами; долины рек
широкие, корытообразные
Относительное замедление текто¬
нических движений
Воздымание отдельных крупных
блоковых структур - хребтов,
обособление депрессии
Обстановка относительного
тектонического покоя и реги¬
онального выравнивания
Близ внешней границы современного шельфа (?)
Нет
Значительно теплее (с участием
субтропических элементов флоры)
?
Значительно теп¬
лее и влажнее
?
Влажный и теплый климат, в
отдельные фазы близкий к
тропическому
Преобладает химическое выветри¬
вание
Химическое выветривание с формированием мощных кор каоли¬
нового состава
Элювиообразование (коры монтмо-
риллонитового состава), карст
Углубление и усложнение карс¬
товых полостей, суффозия, рез¬
кое усиление денудации за счет
линейной и площадной эрозии и
активизации склоновых процес¬
сов
Карст, корообразование (коры
каолинового состава), общая
денудация, местами дефляция
и эоловая аккумуляция
Крип, оползни, солифлюкция
Усиление роли гравитационных
процессов, крипа, оползнеобра-
зования
Делювиальный смыв, оплыва¬
ние, солифлюкция, крип
Аккумуляция в пределах депресси-
онных структур, карст, болотообра¬
зование
Врезание водотоков, размыв,
сход селей, формирование про¬
лювиальных шлейфов у подно¬
жий воздымающихся структур,
карст
Аккумуляция, болотообразо¬
вание, карст
Денудационные процессы на современном шельфе
Карст, оползни
Сейсмодислокации, карст, ли¬
нейная и площадная эрозия, селе-
и оврагообразование
Солифлюкция, сплывы, боло¬
тообразование, карст, на учас¬
тках низкогорий - оползни
чем свидетельствует тонкий механический состав склоновых отложений и характерные
текстуры [8]. Обилие в спорово-пыльцевых спектрах спор водных папоротников и наличие
прослоев органогенных отложений позволяет заключить, что по долинам рек наряду с
аллювиальной, аллювиально-озерной, аллювиально-пролювиальной аккумуляцией шло
болотообразование. Однако вполне вероятно, что затухание тектонической активности
(в плане вертикальных движений) сопровождалось (на более северной территории) трещин¬
ным излиянием базальтов, покровы которых бронировали участки выровненного рельефа.
На незалесенных хорошо дренируемых выровненных участках шли также процессы дефля¬
ции и эоловой аккумуляции, о чем свидетельствует характерная морфология зерен кварца в
осадках этого времени на юго-западе территории [6].
Неоген - период интенсивных тектонических воздыманий, имевших, однако, прерывис¬
тый характер. Постепенно увеличивается площадь низкогорных массивов и общая диффе¬
ренциация рельефа, происходит углубление речных долин, возрастает роль эрозии, грави¬
тационных процессов, крипа. Разрушение мощного чехла кор выветривания происходит за
счет линейной и площадной эрозии, оплывания, солифлюкции, селей. Формированию селей
способствуют также возникновение и прорывы подпрудных озерно-аллювиальных бассей¬
нов; обширные шлейфы грубообломочного материала накапливаются у подножий возды¬
85
мающихся структур [9]. Возросшая дифференциация рельефа обусловила дальнейшее
интенсивное развитие карста - углубление и усложнение подземных полостей, формирова¬
ние крупных озерных котловин (плато Мар-Куель), образование провалов и воронок в
пределах речных долин (р. Курун-Урях и др.), выполненных впоследствии аллювиальными и
озерно-аллювиальными осадками плиоцена и раннего плейстоцена (палинологические
определения В.В. Скотаренко, И.А. Каревской). Возрастает роль сейсмогравитационных
смещений пород. Большинство перечисленных процессов сами по себе являются катастро¬
фическими. Однако в периоды затухания тектонической активности на обширных еще
участках выровненного рельефа по-прежнему преобладают солифлюкция и крип, а в
широких корытообразных долинах - аккумуляция флювиального и склонового материала,
в значительных количествах поступавшего в долины.
В раннем плиоцене на территории уже доминирует низкогорный слабо расчлененный
рельеф с фрагментами равнинного. По периферии хребтов на границе с депрессионными
зонами формируются локальные поверхности выравнивания (педименты) с маломощными
корами выветривания преимущественно монтмориллонитового состава. В центральной
части оформившейся Лантаро-Немуйской депрессии, как мы можем судить по характеру
отложений ряда изученных нами разрезов, преобладают процессы аккумуляции аллювиаль¬
ного и аллювиально-озерного материала, делювиальный смыв, солифлюкция, болотообра-
зование [10]. Водотоки были перегружены тонким материалом с пологих склонов и водо¬
разделов. Велика интенсивность химических процессов (химического выветривания): сумма
воднорастворимых соединений в осадках в 2-3 раза превышает таковую в современном
аллювии рек депрессии (до 1,8 мг-экв).
Коренная перестройка рельефа, смена ведущих рельефообразующих процессов и форми¬
рование близкого современному низко-среднегорного рельефа произошла в среднем -
2 3
начале позднего плиоцена (N2-N2), о чем свидетельствует резкое изменение характера
рыхлых отложений [4, 5]. К концу эпохи активизации тектонических движений глубина
врезания долинной сети на отдельных участках составила сотни метров. Среди рельефо¬
образующих процессов на первое место выходят эрозия и гравитационные склоновые
процессы - обваливание и осыпание. Изменение характера рельефа сопровождалось посте¬
пенным похолоданием климата, который, однако, в раннем плейстоцене был еще в целом
значительно теплее современного. Общее похолодание вызвало ослабление процессов
химического выветривания (в том числе и корообразования) и постепенное усиление физи¬
ческого выветривания, которое в плейстоцене становится доминирующим.
3 1
В позднеплиоцен-раннечетвертичное (N2-QO время по характеру палинофлоры [11]
реконструируется чередование сухих и влажных периодов (здесь и далее определения
И.А. Каревской), сопровождавшееся углублением и выполнением долин. Судя по составу
аллювиальных отложений, потоки были динамически активные, горного и полугорного
типа. Среди склоновых процессов доминировали гравитационные и крип. Шло постепенное
уменьшение интенсивности карстовых процессов. В целом, видимо, преобладали периоды
ксерофитизации климата (с развитием степных растительных сообществ), когда возрастала
роль десерпции, дефляции, флювиальной аккумуляции. Выполнение долин происходило до
уровня 40-60 и более метров. Мы не можем однозначно определить величину аккумуляции
в пределах долин, так как на колебания климата накладывалась и тектоника. Продолжав¬
шиеся все еще достаточно активные движения отдельных блоков в пределах депрессии
приводили к перекосам ее днища, формированию подпрудных аллювиально-озерных
водоемов с преимущественно песчаными осадками. В результате дифференцированных
движений происходили многочисленные межбассейновые перестройки речной сети, следы
которых сохранились в виде корытообразных седловин с относительными высотами до 100—
120 м над современным урезом на междуречьях рек Немуй, Мутэ и Лантарь. Во влажные
периоды преобладали солифлюкция, крип, развитие оползней, врезание водотоков. Чередо¬
вание эпох углубления и выполнения долин возможно, однако, было в какой-то мере обу¬
словлено и изменением уровня морского бассейна. О резких колебаниях уровня моря в этот
период свидетельствуют находки слоев морских осадков среди пачек аллювия, вскрытых
скважиной в устье р. Уды, описанные в 1961 г. в отчетах В.И. Чернявского с соавторами.
Современное положение их ниже уреза (-18 —28 м) обусловлено устойчивым прогибанием
Удской депрессии, которое прослеживается с юры и до настоящего времени. Скорость
современного опускания территории достигает 2,1 мм/год [12].
В раннем плейстоцене преобладали эрозионно-денудационные процессы - аккумулятив-
86
ные образования этого времени практически полностью отсутствуют. Происходило
преимущественно углубление (до современного уровня) и расширение речных долин, что в
свою очередь приводило к активизации гравитационных процессов. Теплые климатические
условия, о чем можно судить по обилию экзотов в палеодендрофлоре, сменились, однако,
похолоданием в первой половине раннего плейстоцена. В середине и (или) конце раннего
2 4
плейстоцена (Qx hQj) вполне вероятно существование ледников, о чем свидетельствуют
находки переотложенного ледникового материала - валунов утюгообразной формы раз¬
мером до 2 м по длинной оси и со следами ледниковой штриховки - в осадках киранской
толщи.
Киранская толща [13] формировалась в более теплых, чем современные, климатических
условиях. По данным палинологического анализа реконструируемые палеоландшафты не
з 1
древнее Q\ и не моложе Q 2, а по результатам радиотермолюминесцентного датирования,
проведенного О. А. Куликовым, возраст осадков от 240 до 310±75 тыс. лет. В этот период в
верхних звеньях речной сети по-прежнему преобладали эрозионные процессы. Увеличение
водности (возможно, в результате деградации ледников), обусловило углубление водотоков
и вызвало активный рост многочисленных оврагов и промоин в пределах областей развития
слабо устойчивых к эрозии толщ кор выветривания, которые оказались особенно уязвимы¬
ми в силу своего высокого гипсометрического положения. Интенсивная линейная и
площадная эрозия привела к быстрому размыву и уничтожению на обширных площадях не
только чехла кор выветривания, но и аллювиальных и ледниковых образований. В нижних
и средних звеньях речной сети происходила быстрая разгрузка водотоков и аккумуляция
перемещенного разнородного материала, которая постепенно смещалась вверх по долинам.
Характер состава и строения аккумулятивных толщ мощностью до 30-70 и более метров,
сохранившихся в низовьях рек, свидетельствует о перегруженности потоков как взвешен¬
ными, так и влекомыми наносами. Гидродинамический режим был бурным, но нестабиль¬
ным, а условия осадконакопления - близки аллювиально-пролювиальным. Не исключена
возможность и более высокого стояния моря в этот период, приведшего к подпору рек в
приустьевых частях [13].
2 4
Во второй половине среднего плейстоцена (с середины Q2 Д° середины Q 2) на исследуе¬
мой территории преобладали эрозионные процессы - врезание водотоков привело к раз¬
мыву и уничтожению аккумулятивных толщ на большей части региона. Находки маломощ¬
ных осадков этого времени единичны.
На протяжении плейстоцена происходили неоднократные колебания климата. Эпохи
похолодания сопровождались оледенением территории различного масштаба. Для времени
2
похолодания первой половины среднего плейстоцена (Q 2) ледники однозначно не установ¬
лены, однако, продатированы отложения флювиогляциального генезиса. Оледенение конца
4
среднего плейстоцена (Q 2) носило полупокровный характер - с выходом ледников в
Лантаро-Немуйскую депрессию и на шельф. Оледенения позднего плейстоцена были горно-
2 4
долинными (Сзи2з)’ причем последнее было развито преимущественно в осевых частях
хребтов, преобладали каровые ледники, что связано с постепенной континентализацией
климата и, как следствие, - уменьшением количества осадков.
Сокращение площади наземного оледенения сопровождалось увеличением подземного.
Во второе позднеплейстоценовое похолодание, когда по данным спорово-пыльцевого
анализа климатические условия были значительно суровее современных и преобладали
тундры, а лиственничники сохранились лишь небольшими фрагментами по долинам рек,
многолетнемерзлые породы были развиты, по-видимому, повсеместно. Для этих периодов
типичны нивально-криогенные процессы на участках, не покрытых ледником: мерзлотная
сортировка грунтов, формирование нивальных ниш, курумов, нагорных и натечных террас,
реликты которых сохранились в настоящее время и в лесном поясе. На участках с повы¬
шенной мощностью рыхлых отложений шло формирование полигонально-жильных льдов,
были развиты термокарст, пучение грунтов, следы которых обнаружены в виде деформиро¬
ванных горизонтов погребенных почв в разрезах пойменного аллювия. Подобные процессы
в настоящее время развиты на территории ограниченно, так как многолетнемерзлые
породы занимают лишь около 40% площади.
Периоды оледенения сопровождались значительными регрессиями морского бассейна
(до -100 и более м) и аккумуляцией ледникового и флювиогляциального материала на
87
шельфе [14-16], а также в пределах речных долин. Как было отмечено выше, в эпохи
похолоданий усиливалась роль физического выветривания, а значит и доля грубообломоч¬
ного материала, поступавшего в долины и смещенного склоновыми процессами. Интенсив¬
но шло курумообразование, на крутых склонах преобладали гравитационные процессы,
активизировался сход лавин. Велика была роль экзарации: в пределах хребтов формирова¬
лись троги с хорошо выраженными плечами, кары и цирки площадью до 1,5-2,0 км2 [17].
Благодаря наличию сезонной и многолетней мерзлоты широкое развитие приобрели
конжелифлюкция и солифлюкция. В результате развития последней террасовые комплексы
на многих участках постепенно были преобразованы в обширные террасоувалы. Особо
активизировались процессы солифлюкции во время деградации многолетнемерзлого слоя в
периоды потеплений. Формирование селей также усиливалось в периоды таяния ледников.
Тогда это явление приобретало повсеместный характер, чему способствовали обилие
рыхлого материала в долинах и на склонах, резкое увеличение водности рек и количества
атмосферных осадков в жидкой фазе.
При общем затухании темпов тектонических движений роль землетрясений по-прежнему
была велика. Этот фактор наряду с периодическим перераспределением давления масс льда
(в связи с формированием и деградацией ледниковых покровов) и нестабильным положе¬
нием уровня моря способствовал отседанию крупных блоков пород вблизи крутосклонных
уступов рельефа. В наиболее широких масштабах это явление наблюдалось на побережье.
Увеличению темпов отступания побережья способствуют активные абразионные процессы,
особо усиливавшиеся в периоды межледниковых трансгрессий. Хотя многие исследователи
[3, 15 и др.] и отрицают возможность превышения современного уровня моря в периоды
позднеплейстоценовых трансгрессий, говоря о максимуме (+4-6 м) в оптимум голоцена,
однако собранные нами данные о литолого-морфологических особенностях осадков при¬
устьевых частей рек в первое позднеплейстоценовое потепление [18, 4] позволяют говорить
о более высоком стоянии уровня моря (до +10-12 м) в этот период и существовании условий
типа ингрессионных заливов в приустьевых частях рек. Интенсификация абразионных про¬
цессов на мысах в это время обусловила изменение конфигурации некоторых приморских
речных бассейнов (например, отчленение бассейна р. Нигай от бассейна р. Лантарь). В це¬
лом, значительная активизация абразии в периоды трансгрессий приводила к уничтожению
более древних прибрежных аккумулятивных форм и созданию новых, так как при общем
дефиците наносов аккумуляция была постоянно локализована лишь в бухтах в приустьевых
частях рек. Резкая интенсификация абразионных процессов, обусловленная высоким стоя¬
нием моря (+8-10 м), реконструируется А.М. Коротким и Г.П. Скрыльником [19] для этого
временного интервала и в Приморье.
4
Особенности деградации алданского (Q 2) полупокровного оледенения (в частности, его
более быстрое таяние на юго-восточном, обращенном к морю склоне), привели к смеще¬
нию в это время линии ледникового водораздела (по сравнению с орографическим) к
северо-западу, что обусловило активизацию процессов вершинной эрозии водотоков охото¬
морского бассейна и массовые перехваты ими верховьев рек алданского бассейна. Подоб¬
ные явления отмечены на междуречьях рек Етара-Магей, Мутэ-Тунум, Одора-Батомга и др.
В периоды похолоданий при резком сокращении растительного покрова и увеличении
силы стоковых ветров значительно возрастала роль процессов дефляции с формированием
дюн и котловин выдувания. Переслаивающиеся горизонты погребенных почв и эоловых
осадков позднего плейстоцена общей мощностью около 2 м вскрыты в верхней части раз¬
реза 3-й надпойменной террасы на стрелке рек Мамай и Таймень.
В оптимум голоцена, в более теплых, чем современные, климатических условиях роль
нивально-криогенных процессов свелась к минимуму, мерзлота деградировала. По данным
А.М. Короткого с авторами [20], опирающихся на независимые результаты комплекса
анализов, в это время на Сихотэ-Алине среднегодовая температура была выше современ¬
ной на 3-5°, в результате чего произошло смещение ландшафтно-климатических поясов на
600-700 м вверх. Допуская близкий порядок изменения температуры и смещения зон высот¬
ной поясности, вероятно представить, что в оптимум голоцена гольцовый пояс располагал¬
ся выше 1500-1800 м над у.м. и, следовательно, имел весьма незначительное распростра¬
нение в пределах Джугджура. В ходе деградации многолетней мерзлоты значительно усили¬
лись процессы солифлюкции. Уровень голоценовой трансгрессии составил +4-6 м, в резуль¬
тате чего образовались различные аккумулятивные прибрежно-морские формы в при¬
устьевых частях рек: косы, береговые бары, морские террасы.
Таким образом, в течение позднего кайнозоя в процессе эволюции рельефа от преиму¬
88
щественно равнинного с участками мелкосопочника до низко- и среднегорного глубоко
расчлененного и изменения климата от близкого к влажному тропическому (олигоцен) до
субарктического с развитием тундр (похолодание конца позднего плейстоцена) происходи¬
ла и смена ведущих геоморфологических процессов (см. таблицу), что в совокупности и
обусловило современный облик рельефа территории (его морфологию).
Скорости многих процессов в настоящее время ничтожны, однако, они неоднократно
менялись в течение позднего кайнозоя. Изменялся и набор ведущих рельефообразующих
процессов, и тип катастрофических процессов и явлений. Анализ эволюции геоморфологи¬
ческих процессов Западного Приохотья позволяет нам, в свою очередь, определить время
формирования основных типов и комплексов рельефа. Многие из них, имея солидный
(доплейстоценовый) возраст, как бы законсервировались и в настоящее время меняются
достаточно слабо (карст, фрагменты региональной поверхности выравнивания). Другие
формы и элементы форм, напротив, весьма молоды (термокарстовые озера, тела осыпей
и др.). Третьи, будучи весьма молодыми (имея голоценовый возраст), в то же время повто¬
ряют контур, очертание более древних, лишь несколько смещаясь в пространстве со вре¬
менем (например, абразионные уступы в коренных породах).
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1 .Лебедева Е.В. Катастрофические геоморфологические процессы в приморских районах Западного
Приохотья // Геоморфология. 1995. № 4. С. 35-42.
2. Берсенев Ю.И. Карст Дальнего Востока. М.: Наука, 1989. 172 с.
3. Чемеков Ю.Ф. Западное Приохотье. М.: Наука, 1975. 198 с.
А. Лебедева Е.В. История развития рельефа и неоген-четвертичные отложения Западного Приохотья:
Автореф. дис. ... канд. геогр. наук. М.: МГУ, 1991. 28 с.
5. Каревская И.А., Лебедева Е.В., Куликов О.А. Последовательность и условия накопления кайнозойских
отложений и тенденции морфолитогенеза в Западном Приохотье // Геоморфология. 1994. № 2.
С.115-124.
6. Скотаренко В.В. Новейшая тектоника Учуро-Майского района и некоторые вопросы анализа формы
склонов: Автореф. дис. ... канд. геогр. наук. М.: ИГ АН, 1968. 25 с.
7. Цыкин Р.А. Современный и древний карст Сибири // Карст Дальнего Востока и Сибири. Владивосток:
ДВНЦ АН СССР, 1980. С. 55-91.
8. Воскресенский С.С. Динамическая геоморфология: Формирование склонов. М.: МГУ, 1971. 229 с.
9. Васютина Л.Г. Структурно-геоморфологический анализ и золотоносность Станового нагорья: Автореф.
дис. ... канд. геол.-мин. наук. М.: МГУ, 1976. 30 с.
10. Вирина Е.И., Каревская И.А., Лебедева Е.В., Свиточ А.А. Неогеновые отложения восточного склона
хребта Джугджур (Западное Приохотье). М., 1990. 13 с. - Деп. в ВИНИТИ 28.11.90, 90, № 5966.
11. Бредихин А.В., Каревская И.А., Лебедева Е.В. Плиоценовые отложения в горах Западного Приохотья.
М., 1988. 9 с. - Деп. в ВИНИТИ 07.07.88, № 5458.
12. Золотарская С.Б., Никитенко Ю.П., Уфимцев Г.Ф. Современные вертикальные движения земной
коры: Восточная Сибирь и Дальний Восток // Процессы формирования рельефа Сибири. Новосибирск:
Наука, 1987. С. 116-121.
13. Лебедева Е.В., Каревская И.А., Куликов О.А., Полякова Е.И. Киранская толща среднего плейстоцена
Западного Приохотья // Известия АН СССР. Сер. геология. 1990. № 7. С. 150-152.
14. Марков К.К., Суетова И.А. Эвстатические колебания уровня океана // Современные проблемы гео¬
графии. М.: Наука, 1964. С. 149-156.
15. Кулаков А.П. Четвертичные береговые линии Охотского и Японского морей. Новосибирск: Наука, 1973.
187 с.
16. Вейнбергс И.Г. Затопленные речные долины на шельфе и связь их образования с колебаниями уровня
Мирового океана (на примере шельфа Восточно-Сибирского моря и юго-западной части Охотского
моря) // Геоморфология и палеогеография шельфа: М-лы XII пленума Геоморфологической комиссии.
М.: Наука, 1978. С. 37-42.
17. Бредихин А.В., Лебедева Е.В., Шварев С.В. Влияние климата на морфологию и морфометрию каров в
горах Западного Приохотья //Ледники и климат Сибири. Томск: ТГУ, 1987. С. 44-46.
18. Лебедев С.А., Фишкин О.Н., Лебедева Е.В., Косолапова М.В. Следы морских ингрессий в пределах
депрессионных морфоструктур юго-западного Приохотья // Прибрежная зона дальневосточных морей в
плейстоцене. Владивосток: ДВО АН СССР, 1988. С. 36-52.
19. Короткий А.М., Скрыльник Г.П. Природные катастрофы и корреляция геоморфологических событий //
Проблемы геоморфологической корреляции. М.: Наука, 1989. С. 152-161.
89
20. Короткий AM., Караулова Л.П., Пушкарь В.С. Климат и колебания вертикальных ландшафтных зон
Сихотэ-Алиня в голоцене // Геоморфология и четвертичная геология Дальнего Востока. Владивосток:
ДВНЦ АН СССР, 1976. С. 112-129.
Институт географии РАН Поступила в редакцию
15.10.96
CENOZOIC EVOLUTION OF RELIEF FORMATION IN THE WEST PRIOKHOTIE
E.V. LEBEDEVA
Summary
During Late Cenozoic the lead geomorphologic processes in the Western Priokhotie changed together with relief
and climate evolution. Plains with areas of hummocky topography have been transformed into deeply dissected low
and middle mountains. Climate has changed from humid subtropical (Oligocene) into frigid (subarctic) with tundra
development (Late Pleistocene). All these conditions have formed recent surface pattern. Many processes are now very
slow, but they changed many times in the Late Cenozoic. Each time interval was characterised by specific set of lead
geomorphologic processes and of extreme, catastrophic, ones, which were locally distributed. Analysis of relief
evolution allows to date the formation of the ground features' main types.
УДК 551.462(268)
© 1998 г. E.E. МУСАТОВ
ПАЛЕОДОЛИНЫ БАРЕНЦЕВО-КАРСКОГО ШЕЛЬФА
Речные долины - одна из наиболее "чувствительных" геоморфологических систем,
реагирующая даже на небольшие изменения неотектонического режима. Существование
затопленных долин на Баренцево-Карском шельфе впервые было предсказано Ф. Нансеном
[1], исходившим из редких промеров глубин лотом и наблюдений за движениями морских
льдов. Его догадка подтвердилась после появления детальных батиметрических карт [2, 3],
позволивших геоморфологическими методами наметить контуры палеодолин, отчетливо
выраженных в современном рельефе дна [4-6]. С появлением в последние десятилетия
сейсмоакустических методов [7-10, 13], выяснилось, что глубокие речные палеоврезы
выработаны также в различных отражающих горизонтах кайнозойского чехла [14, 15].
Проведение на шельфе непрерывного сейсмоакустического профилирования позволило
детально изучить строение плиоцен-четвертичного покрова [ 16—20], достигающего мощ¬
ности 30-250 м. Возникновение речных палеодолин, выработанных в его подошве, связы¬
вается с крупнейшей в позднем кайнозое мессинской регрессией конца миоцена, когда
уровень моря был на 300-350 м ниже современного [6, 11, 21]. Ряд сейсмоакустических
комплексов в составе верхнекайнозойского чехла ограничен в кровле и подошве регио¬
нальными границами эрозионных несогласий [10, 18] и опирается на многочисленные
палеоврезы, выработанные при регрессиях позднего плиоцена, конца среднего плейстоцена
и рубежа плейстоцена и голоцена. Рис. 1 иллюстрирует характер такой палеодолины,
прослеженной в южной части желоба Святой Анны северо-восточнее мыса Желания Новой
Земли.
Для палеодолин, выработанных в подошве плиоцен-четвертичной толщи, характерны
относительные врезы глубиной до 100-150 м, иногда до 200-250 м, довольно крутые (до 5,
единично - 10°) борта и абсолютные отметки тальвегов до -550 м в желобах Нордкапском и
Святой Анны, —450 м в желобе Франц-Виктория и -610 м в Медвежинском желобе. Данные
отметки превосходят величину мессинской регрессии, поскольку эти участки погружены на
столь значительную глубину нисходящими неотектоническими движениями.
90
ЮВ СВ
Рис. 1. Пример сейсмоакустической записи речной палеодолины в желобе Святой Анны и схема интер¬
претации (профиль Мурманской арктической геологоразведочной экспедиции, 1987)
Д1, Д2, Д21 - опорные отражающие горизонты в подошвах неогена, плейстоцена и верхнего плейстоцена
соответственно
Мощность осадочного выполнения мессинских палеоврезов колеблется от 20-50 до 150—
200 м. Ширина их составляет до 10-15 км, нередко сокращаясь до нескольких километров.
Это свидетельствует о большей расчлененности позднемиоценового рельефа, нежели со¬
временного, и восходящих тектонических движениях мессинского времени. Мощный регио¬
нальный аплифт в олигоцен-миоценовую фазу новейшего этапа привел к образованию в
северной периферии Баренцево-Карской плиты обширной сводообразной суши. Она служи¬
ла источником терригенного сноса как для формирующихся периконтинентальных бассей¬
нов на материковых склонах, так и для интраконтинентальных эпишельфовых бассейнов,
обрамляющих внутриконтинентальные плиты. Блоковые поднятия архипелагов Шпицбер¬
ген, Земля Франца-Иосифа и Северная Земля достигали значительных высот, и там был
сформирован низкогорный рельеф [7, 8]. При прорезании палеодолинами этого краевого
шельфового поднятия они иногда имеют антецедентный характер.
Берега неогеновых рек были, очевидно, закреплены растительностью, что подтверж¬
дается аномально теплолюбивыми спорово-пыльцевыми спектрами миоценовых отложений
на о-вах Гофмана Земли Франца-Иосифа и Комсомолец Северной Земли [7, 18]. Реки
обладали большими уклонами, превосходящими таковые для типично равнинных рек, что
хорошо согласуется с составом аллювиальных миоценовых формаций Балласт-Брук и
Бофорт в Канадской Арктике [8, 15], где развиты грубообломочные русловые фации, напо¬
минающие ''предгорный" аллювий. Это доказывает мощное воздымание всех арктических
материковых окраин в миоцене.
На рис. 2 приведена схема доплиоценовых палеодолин, отражающая, видимо, как палео¬
врезы, созданные в мессинскую эпоху, так и палеореки, существовавшие на шельфе в
предшествующие регрессии олигоцена. Речной сток осуществлялся по трем направлениям:
на запад, в Норвежско-Гренландский океанический бассейн; на север, в Евразийский
бассейн и на юг, где в пределах Печорской и Западно-Сибирской плит сохранялись [11, 21]
мелководные морские, либо озерные бассейны. Крупнейшими палеогидросистемами на
Баренцево-Карском шельфе в позднем миоцене были следующие: 1) система русел палео-
Мезени, палео-Двины и палео-Онеги, проходивших через Горло Белого моря и Кольский
прогиб и сливавшихся в Нордкапском прогибе с крупной рекой, протекавшей по Южног
Баренцевской впадине; 2) речные системы Медвежинского и Зюйдкапского желобов;
3) речные системы желобов Франц-Виктория и Британского Канала; 4) гидросистемы жело¬
бов Восточно-Новоземельского, Святой Анны и Воронина; 5) системы рек севера Печор¬
ской и Западно-Сибирской плит со стоком на юг.
В позднемиоценовом палеорельефе устанавливаются три региональных палеоводораз¬
дела - два субширотных и один субмеридиональный. Последний разделял Баренцевские и
Карские речные системы и был связан с возрождающимся Полярноуральско-Новоземель-
ским эпираннекиммерийским орогеном. Но в проливе Ворота уже тогда существовала круп¬
ная палеодолина, где сейсмоакустическим профилированием установлены [9, 22] аллю¬
виальные осадки шести генераций. Южный субширотный палеоводораздел располагался
вдоль пояса пограничных орогенов и проходил по Балтийскому щиту, Тимано-Канинскому
91
горст-мегаантиклинорию, трассировался по Сибирским Увалам и горам Бырранга. Се¬
верный палеоводораздел проходил по краевому шельфовому поднятию вдоль архипелагов
Свальбард, Земли Франца-Иосифа и Северная Земля.
Позднеплиоценовые палеодолины в целом наследуют положение миоценовых, но при
этом уменьшаются глубины тальвегов (абс. отм. до -300—400 м), относительные врезы (до
100 м) и крутизна их бортов (до 3-5°). Долины становятся более широкими (до 10-25 км),
сильнее выражены меандры. Это свидетельствует о смене интенсивных воздыманий умерен¬
ными поднятиями и слабыми погружениями. Иногда прослеживаются обширные дельты,
как на Кольско-Канинском шельфе [12], что указывает на сложную конфигурацию бере¬
говой линии в позднем плиоцене. Область сноса на севере Баренцево-Карской плиты в
плиоцене начала распадаться на отдельные архипелаги, поэтому там палеодолины лишены
антецедентных участков.
Палеодолины, сформировавшиеся на шельфе в ходе гляциоэвстатических регрессий
плейстоцена, имеют нередко трогообразный профиль с абс. отметками тальвегов до -200-
-300 м, относительными переуглублениями до 50-100 м и уклонами до 3°. Максимальная в
плейстоцене регрессия днепровско-московского (рисского в Альпах, иллинойского в
Северной Америке и самаровско-тазовского в Западной Сибири) оледенения достигала
-200 м, поэтому этот долинный комплекс датируется концом среднего плейстоцена. Ха-
92
Рис. 3. Схема четвертичных палеодолин на шельфе
/ - палеодолины, 2 - шельфовые котловины без палеоврезов, 3 - бровка шельфа
рактерны бессточные русла маргинальных каналов, свидетельствующие о формировании
долин в непосредственной близости от активного ледника. Ширина их составляет от сотен
м до 5-10 км; видимо, берега не были закреплены перигляциальной растительностью.
Возможно, большинство этих палеоврезов представляют собой ложбины ледникового сто¬
ка. Они характеризуются меньшей длиной и разветвленностью, чем неогеновые палеодо¬
лины, а сток их осуществлялся в Норвежско-Гренландский и Евразийский океанические
бассейны. Питающие палеореки ледники располагались на архипелагах, Кольском п-ове,
Полярном Урале, Таймыре и ряде мелководных участков шельфа.
Последняя гляциоэвстатическая регрессия, совпавшая с поздневалдайским (классичес¬
ким висконсинским в Северной Америке, поздневюрмским в Альпах и сартанским в Запад¬
ной Сибири) оледенением, привела к возрождению лишь отдельных палеодолин на осушен¬
ных участках шельфа до глубин -120—140 м. На рис. 3 приведена общая схема четвер¬
тичных палеодолин; на ней отражен интегральный эффект деятельности палеорек, возни¬
кавших в субаэральных условиях в регрессивные эпохи плейстоцена и "просвечивающих" в
современном рельефе дна благодаря недокомпенеации молодых погружений осадконако-
плением. Палеодолины последней генерации раскрываются по системе впадин и желобов
Баренцево-Северо-Карского мегапрогиба в прилегающие океанические бассейны. В ряде
случаев (Южно-Баренцевская впадина и др.) на шельфе при глубинах свыше 300 м наблю¬
даются бессточные изолированные или полузамкнутые котловины, лишенные палеоврезов;
очевидно, в них господствовали субаквальные условия на протяжении всего плейстоцена. В
93
Восточно-Новоземельском желобе прослеживается долина палео-Оби, протекавшей в
плейстоцене [4] через Байдарацкую губу.
Существование на дне затопленных речных долин свидетельствует в пользу модели
минимального растекания четвертичных ледников на шельф [2, 16, 20, 22] и формирования
там в субаэральных условиях многолетнемерзлых толщ [9, 23, 24]. Это опровергает ги¬
потезу единого ледникового щита в Баренцевом и Карском морях [13, 25] в позднем вюрме.
Расположение четвертичных палеодолин (рис. 2) подчеркивает современный морфострук¬
турный план континентальной окраины, а центробежный характер палеогидросети свиде¬
тельствует об архипелаго-островных обстановках ее формирования. В условиях сухих арк¬
тических пустынь сартанского времени великие сибирские реки прорезали почти всю
площадь Карского шельфа, формируя обширные дельты и эстуарии близ окраинно-шель¬
фовых желобов, где сохранялись ледовитые морские бассейны. Помимо этих районов,
сартанские палеодолины совершенно не выражены на Печорском, Ямальском и Таймыр¬
ском мелководьях при глубинах до 30-40 м, хотя они несомненно протекали там в эпоху
последней регрессии. Это связано с характером послеледниковой (фландрской) трансгрес¬
сии, когда во второй половине голоцена при повышении уровня моря на несколько метров
береговая линия в условиях пологого рельефа смещалась на десятки километров, а фраг¬
менты палеодолин уничтожались в волноприбойной зоне.
История развития позднекайнозойских палеодолин Баренцево-Карского шельфа свиде¬
тельствует о максимуме неотектонических воздыманий в позднем миоцене. В плиоцен-чет-
вертичное время, при общем господстве нисходящих движений фрагменты речной палео¬
сети возрождались при локальных импульсах поднятий на рубеже плиоцена и эоплейсто-
цена, в конце среднего плейстоцена и на рубеже позднего плейстоцена и голоцена.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Nansen F. Some results of the Norwegian Arctic Expedition 1893-1896 // Geogr. Journ., 1897. V. 9. N 5.
P. 473-505.
2. Матишов Г.Г. Дно океана в ледниковый период. Л.: Наука, 1984. 176 с.
3. Cherkis N.Z., Fleming H.S., Max M.D., Czarnecki M.F. Bathymetry of the Barents and Kara Seas. Naval
Research Laboratory. Washington, 1990, sheet 1.
4. Ласточкин A.FI. Подводные долины северного шельфа Евразии // Изв. ВГО. 1977. Т. 109. Вып. 5.
С. 412-417.
5. Малаховский Д.Б., Федоров Б.Г. О генезисе и возрасте переуглублений на севере Европы // Возраст и
генезис переуглублений на шельфе и история речных долин. М.: Наука, 1984. С. 134-140.
6. Суздальский О.В. Палеолография арктических морей СССР в неогене и плейстоцене. Л.: Наука, 1976.
111с.
7. Баренцевская шельфовая плита / Ред. И.С. Грамберг. Л.: Недра, 1988. 264 с.
8. Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых. Т. 9. Моря
Советской Арктики / Ред. И.С. Грамберг, Ю.Е. Погребицкий. Л.: Недра, 1984. 280 с.
9. Крапивнер Р.Б. Бескорневые неотектонические структуры. М.: Недра, 1986. 204 с.
10. Лопатин Б.Г., Мусатов Е.Е. Сейсмостратиграфия неоген-четвертичных отложений Западно-Аркти¬
ческого шельфа // Сов. геология. 1992. N 6. С. 56-61.
11. Мусатов Е.Е., Мусатов Ю.Е. О тектонической обусловленности фиордов Западной Арктики // Изв.
ВГО. 1990. N 4. С. 337-340.
12. Самойлович Ю.Г., Каган Л.Я., Иванова Л.В. Четвертичные отложения Баренцева моря. Апатиты.
КНЦ РАН. 1993. 75 с.
13. Elverhoi A., Solheim A. The Barents Sea ice sheet - a sedimentological disoussion // Polar Research, Oslo, 1983.
V. 1. P. 23-42.
14. Гриценко И.И. Особенности распространения верхнекайнозойских отложений в Баренцевоморском
регионе // Проблемы кайнозойской палеоэкологии и палеогеографии морей Северного Ледовитого
океана. М.: Наука, 1992. С. 100-109.
15. Мусатов Е.Е. Развитие рельефа Баренцево-Карского шельфа в кайнозое // Геоморфология. 1989. N 3.
С. 76-84.
16. Павлидис Ю.А. Шельф Мирового океана в позднечетвертичное время. М.: Наука, 1992. 272 с.
17. Solheim A., Kristojfersen Y. Sediments above the upper regional uncoformity: thickness, seismic stratigraphy and
outline of the glacial history // Norsk Polarinstitutt Skrifter. Oslo, 1984. V. 179B. P. 3-36.
18. Zarchidze V.S., Musatov E.E., Generalov P.P. Norwegian, Barents and Kara Seas. Cenozoic I I Paleogeographical
Atlas of the Shelf Regions of Eurasia for the Mesozoic and Cenozoic / (Eds. M.N. Alekseev, I.S. Gramberg,
Yu.M. Pustcharovsky). G.B., Robertson Group Plk., 1991. V. 2. P. 13.18-13.35.
94
19. Спиридонов М.А., Девдариани Н.А., Калинин А.В. и др. Геология Белого моря // Сов. геология. 1980.
N 4. С. 43-55.
20. Дунаев Н.Н., Левченко О.В., Мерклин Л.Р., Павлидис Ю.А. О масштабах валдайского оледенения
Баренцевоморского шельфа //ДАН СССР. 1989. Т. 306. N 6. С. 1437-1441.
21. Зархидзе В.С., Мусатов Е.Е. Основные этапы палеогеографического развития Западной Арктики в
позднем кайнозое // Критерии прогноза минерального сырья в приповерхностных образованиях Западной
Сибири и Урала. Тюмень, ЗапСибНИГНИ. 1989. С. 123-140.
22. Zarkhidze V.S., Fulton R.G., Mudie P.J. et al. Circumpolar map of Quaternary deposits of the Arctic. Geol. Surv.
of Canada, map 1818A. 1991. sheet 1.
23 .Данилов ИД. Полярный литогенез. М.: Наука, 1978. 238 с.
24. Чочиа Н.Г., Евдокимов С.П. Палеогеография позднего кайнозоя Восточной Европы и Западной Сибири.
Саранск, Морд, ун-т, 1993. 248 с.
25. Гросвальд М.Г. Покровные ледники континентальных шельфов. М.: Наука, 1983. 216 с.
Санкт-Петербургский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 07.06.96
ANCIENT VALLEYS OF THE BARENTS AND KARA SEAS SHELF
E.E. MUSATOV
Summary
Evolution of ancient rivers on the Barents and Kara Seas Shelf through the Late Cenozoic is considered. Erosional
origin of numerous valleys remaining in the recent and ancient relief has been proved. Shapes, cross-sections and
distribution of river valleys were investigated. Seismic acoustic data were interpreted and map of ancient river valleys
existed on the Barents and Kara Seas Shelf during Late Cenozoic regressions has been compiled. Maximum of
neotectonic uplift and major regression was shown to occur during Late Miocene.
95
Главный редактор Д.А. Тимофеев
Редакционная коллегия:
А.М. Берляят, В.Вад. Бронгулеев, В.А. Брылев, А.П. Дедков,
Ю.В. Ефремов, П.А. Каплин, А.Н. Ласточкин, Е.В. Лебедева (отв. секретарь),
Э.А. Лихачева, А.Н. Маккавеев (зам. гл. редактора), Ю.А. Павлидис, Г.И. Рейснер,
Ю.П. Селиверстов, Ю.Г. Симонов, Г.Ф. Уфимцев, Г.И. Худяков,
Р.С. Чалов, В.П. Чичагов
Зав. редакцией Е.А. Карасева
тел: 238-03-60
Технический редактор Т.Н. Смолянникова
Сдано в набор 17.02.98 Подписано к печати 31.03.98 Формат бумаги 70x100 !/16
Офсетная печать. Усл.печ.л. 9,1 Уел. кр.-отт. 3,3 тыс. Уч.-изд.л. 9,9 Бум.л. 3,5
Тираж 358 экз. Зак. 3232
Адрес редакции: 109017 Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 29
Институт географии РАН, тел. 238-03-60
"Типография "Наука", 121099, Москва, Шубинский пер., 6
96
УВАЖАЕМЫЕ ПОДПИСЧИКИ НАУЧНОЙ ПЕРИОДИКИ
ИЗДАТЕЛЬСТВА "НАУКА"
Подписка на академические журналы издательства "Наука" во II полугодии
1998 г. будет проводиться по той же схеме, по которой она велась в предыдущем
полугодии, - по ценам Объединенного Каталога Почты России "Подписка-98" (т.
1) в отделениях связи, а также по специальным (сниженным) ценам.
Специальные (сниженные) цены предоставляются Российской академией
наук государственным академическим, библиотечным, вузовским, отраслевым
научно-цсследовательским организациям, их сотрудникам, докторантам и
аспирантам. Обращаем Ваше внимание, что цена подписки на II полугодие 1998
года изменена по сравнению с подпиской на I полугодие.
Индивидуальные подписчики указанных организаций смогут оформить
подписку по специальным ценам в редакциях соответствующих журналов либо
непосредственно в Издательстве или его Санкт-Петербургском и
Екатеринбургском отделениях по предъявлении служебного удостоверения. Лица,
желающие получать подписные издания непосредственно на свои почтовые
адреса, а также иногородние подписчики смогут оформить ее по специальным
заявкам. Индивидуальная подписка по-прежнему будет проводиться по принципу
"Один специалист - одна подписка".
Коллективные подписчики для оформления своего заказа должны будут
направить в Издательство "Наука" надлежаще оформленные бланк-заказы. При
положительном рассмотрении Издательством полученных заявок оплата
производится через отделения банка или почтовым переводом на основании
полученного подписчиками счета ЗАО "Агентство подписки и розницы" (АПР).
Специализирующиеся на комплектовании научных и вузовских библиотек
академические организации (БАН, БЕН, ИНИОН, ГПНТБ СО РАН, а также
ВИНИТИ и др.) могут осуществить подписку, как и прежде, непосредственно в
Издательстве, предварительно согласовав с ним список пользующихся их услугами
организаций и количество льготных подписок.
Лицам и организациям, получившим право подписки по специальным ценам
в предыдущем полугодии, достаточно будет при оформлении подписки во II
полугодии 1998 г. лишь подтвердить заказ, указав в письме номер своего кода,
присвоенного АПР при предыдущем оформлении подписки.
Бланки заказов как коллективных, так и индивидуальных подписчиков будут
приниматься только с печатью организации (оттиск должен быть четким и
читаемым).
Убедительно просим всех индивидуальных и коллективных подписчиков
журналов Издательства "Наука", имеющих право на подписку по специальным
ценам, заблаговременно направлять свои заказы и письма по адресу: 117864, ГСП-
7 Москва, В-485 Профсоюзная ул., 90, комната 430, факсы: 334-76-50, 420-22-20.
Поздно поданная заявка будет оформляться только с соответствующего
месяца.
В конце этого номера журнала публикуются бланки заявок с указанием
цены подписки, доставляемой по вашему адресу.
Издательство "Наука"
Российская академия наук * Издательство “Наука”
Заявка, подписанная руководителем и заверенная печатью организации, направляется письмом в Издательство
“Наука” по адресу: 117864 ГСП-7, Москва В-485, Профсоюзная ул., 90. Для ускорения обработки Вашего заказа
высылайте копию заявки по факсу (095) 420-22-20,334-76-50, либо по электронной почте
nauka@apr.ru nauka@apr.msk.su WWW: HTTP:\\www.apr.ru
Заявка на специальную подписку
на журналы Издательства “НАУКА”
с доставкой по почте через Агентство подписки и розницьЦАПР)
во 2-ом полугодии 1998 года
Физика. Математика
Астрономия. Геология
Географические науки
Технические науки
Наименование организации (сокращенно и полностью)
Местонахождение: почтовый индекс. Область (край, респ.)
город ул. ; дом корп.
код+тел. факс e-mail .
Полный почтовый адрес организации для писем и бандеролей (если он отличается от адреса местонахождения)
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее) _ _
Просим оформить специальную адресную подписку на отмеченные ниже журналы:
0
1
Наименование журнала
II
gf
Кол-во заказываемых
номеров
(впишите в шпонку
соответствующего месяца
количество заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на IIой
полугодие
Цена одного
номера
(вруб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
S
1‘
июль
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
1
I
(4+5+6+7+8+Э)
(10x11)
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70001
Автоматика и телемеханика
6
20
70010
Акустический журнал
3
21
70237
Алгебра и анализ
3
26
70030
Астрономический вестник
3
20
70024
Астрономический журнал
3
21
70053
Биофизика
3
21
70134
Водные ресурсы
3
22
70162
Вулканология и сейсмология
3
18
70217
Геология рудных месторождений
3
20
70218
Геомагнетизм и аэрономия
3
20
70215
Геоморфология
2
19
70228
Геотектоника
3
21
70393
Геоэкология. Инженерная геология, гид¬
рогеология, геокриология
3
19
70253
Дефектоскопия
6
18
70239
Дискретная математика
2
21
70244
Доклады РАН
18
21
70287
Журнал вычислительной математики и
математической физики
6
19
Индекс
Наименование журнала
Кол-во номеров
в полугодие
Кол-во заказываемых
номеров
(впишите в колонку
соответствующего месяца
количество заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на II0®
полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
номера
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
(10x11)
июль
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
декабрь
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70290
Журнал научной и прикладной фотографии
3
21
70298
Журнал технической физики
6
29
70303
Журнал экспериментальной
и теоретической физики
6
25
70324
Записки Всероссийского минералогичес¬
кого общества
3
22
70335
Защита металлов
3
19
70406
Известия РАН. Механика жидкости и газа
3
21
70408
Известия РАН. Механика твердого тела
3
22
70351
Известия РАН. Серия географическая
3
20
70355
Известия РАН. Серия математическая
3
22
70356
Известия РАН. Серия физическая
6
20
70360
Известия РАН. Физика атмосферы
и океана
3
23
70407
Известия РАН. Энергетика
3
20
70405
Известия РАН. Теория и системы управления
3
21
70363
Известия русского географического общества
3
20
70420
Исследования Земли из космоса
3
19
70459
Космические исследования
3
20
70447
Кристаллография
3
23
70493
Литология и полезные ископаемые
3
19
70560
Математические заметки
6
17
70512
Математический сборник
6
19
70502
Математическое моделирование
6
18
70571
Микроэлектроника
3
19
70670
Оптика и спектроскопия
6
27
70642
Петрология
3
21
70769
Письма в “Астрономический журнал”
6
17
70768
Письма в “Журнал технической физики”
12
20
70304
Письма в “Журнал экспериментальной и
теоретической физики”
6
32
70748
Поверхность. Рентгеновские, синхро-
тронные и нейтронные исследования
6
19
70706
Прикладная математика и механика
3
20
70556
Проблемы машиностроения и надежнос¬
ти машин
3
19
70741
Проблемы передачи информации
2
19
70776
Радиотехника и электроника
6
20
о
Наименование журнала
If
Кол-во заказываемых
номеров
(впишите в колонку
соответствующего месяца
количество заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на II0®
полугодие
Цена одного
номера
(вруб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
X
Р
июль
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
декабрь
(44-5+6+7+8+9)
(10x11)
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70797
Расплавы
3
19
70810
Сенсорные системы
2
20
73390
Стратиграфия. Геологическая корреляция
3
22
70982
Теоретическая и математическая физика
6
19
70965
Теория вероятностей и ее применения
2
49
70967
Теплофизика высоких температур
3
24
71002
Успехи математических наук
3
23
70361
Физика Земли
6
20
71034
Физика и техника полупроводников
6
29
71059
Физика и химия стекла
3
24
71022
Физика металлов и металловедение
6
19
71058
Физика плазмы
6
18
71023
Физика твердого тела
6
34
71036
Функциональный анализ и его приложения
2
18
71140
Ядерная физика
6
26
ВСЕГО заказано журналов на сумму:.
(прописью)
НДС не облагается. Оплату гарантируем на расчетный счет ЗАО “Агентство подписки и розницы” в течение
5 банковских дней после получения счета. t
ДИРЕКТОР ОРГАНИЗАЦИИ
ГЛАВНЫЙ БУХГАЛТЕР
М.Л.
ВНИМАНИЕ: Оплата заказа производится только после получения счета от ЗАО "АПР". Издательство “Наука" не
гарантирует исполнение подписных заказов на номера журналов, вышедшие из печати до получения настоящей Заявки,
а также неоплаченных заявок. Отправка заказанных и оплаченных периодических изданий производится Агентством
подписки и розницы в течение 10-ти дней со дня выхода издания из печати заказными отправлениями на адрес,
указанный Организацией в настоящей заявке. Претензии по доставке периодических изданий направлять в АПР по
адресу: 103009 Москва, Страстной бульвар, дом 4, офис 94;
тел. (095) 974-11-11, факс (095) 209-36-66, e-mail nauka@apr.ru nauka@apr.msk.su WWW: HTTP:\\www.apr.ru
Российская академия наук * Издательство “Наука”
Заявка, подписанная руководителем и заверенная печатью организации, направляется письмом в Издательство
“Наука" по адресу: 117864 ГСП-7, Москва В-485, Профсоюзная ул., 90. Для ускорения обработки Вашего заказа
высылайте копию заявки по факсу (095) 420-22-20, 334-76-50, либо по электронной почте
nauka@apr.ru nauka@apr.msk.su WWW: HTTP'.Wwww.apr.ru
Заявка на специальную подписку
на журналы Издательства “НАУКА”
с доставкой по почте через Агентство подписки и розницы (АПР)
во 2-ом полугодии 1998 года
Химические науки
Биологические науки
Журналы РАН общего
содержания
Наименование организации (сокращенно и полностью)
Местонахождение: почтовый индекс Область (край, респ.)
город ул. дом - корп.
код+тел. факс . e-mail
Полный почтовый адрес организации для писем и бандеролей (если он отличается от адреса местонахождения)
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее)
Просим оформить специальную адресную подписку на отмеченные ниже журналы:
Индекс
Наименование журнала
в
go
Кол-во заказываемых
номеров
(впишите в колонку
соответствующего месяца
количество заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на II0®
полугодие
(4+5+6+7+8+Э)
Цена одного
номера
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
(10x11)
Is
июль
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
декабрь
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
70008
Агрохимия
6
18
70112
Биологические мембраны
3
18
71151
Биология моря
3
17
71150
Биоорганическая химия
6
18
70054
Биохимия
6
18
70056
Ботанический журнал
6
24
70134
Водные ресурсы
3
22
70147
Вопросы ихтиологии
3
23
70178
Высокомолекулярные соединения
6
24
70211
Генетика
6
20
70219
Геохимия
6
18
70244
Доклады РАН
18
21
70284
Журнал аналитической химии
6
19
70286
Журнал высшей нервной деятельности
им. 14. Павлова
3
20
70293
Журнал общей биологии
3
20
70294
Журнал общей химии
6
30
70301
Журнал органической химии
6
30
Наименование журнала
if
Кол-во заказываемых
номеров
(впишите в колонку
соответствующего месяца
количество заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на II0®
полугодие
Цена одного
номера
(вруб.)
итого
сумма в
рублях
i!
июль
август
!
8
]
ноябрь
I
$
(4+5+6+7+&+Э)
(10x11)
1
2
3
4
5
6
'V
8
9
10
11
12
70296
Журнал прикладной химии
6
30
70299
Журнал физической химии
6
25
70302
Журнал эволюционной биохимии и фи¬
зиологии
3
22
70336
Защита металлов
3
19
70333
Зоологический журнал
6
19
70350
Известия РАН, Серия биологическая
3
21
70405
Известия РАЙ. Теория и системы управ¬
ления
3
21
70430
Кинетика и катализ
3
23
70436
Коллоидный журнал
3
20
71057
Координационная химия
6
18
70495
Лесоведение
3
18
70561
Микология и фитопатология
3
20
70540
Микробиология
3
22
70562
Молекулярная биология
3
22
88744
Нейрохимия
2
16
70359
Неорганические материалы
6
21
70617
Нефтехимия
3
19
70669
Океанология
3
24
70676
Онтогенез
3
19
70690
Палеонтологический журнал
3
27
70743
Паразитология
3
20
70701
Почвоведение
6
23
7Q740
Прикладная биохимия и микробиология
3
21
70773
Радиационная биология и радиоэкология
3
19
70777
Радиохимия
3
26
70786
Растительные ресурсы
2
23
71024
Российский физиологический журнал им.
И. Сеченова
6
25
70981
Теоретические основы химической тех¬
нологии
3
20
71003
Успехи современной биологии
'з
19
71007
Успехи физиологических наук
L 2
20
71025
Физиология растений
3
24
i
Наименование журнала
Кол-во номеров
в полугодие
Кол-во заказываемых
номеров
(впишите в колонку
соответствующего месяца
количество заказываемых
экземпляров)
Всего
подписано
номеров на II0®
полугодие
Цена одного
номера
(в руб.)
ИТОГО
сумма в
рублях
s
Л
2
S
август
сентябрь
J0
!
ноябрь
декабрь
(4+5+6+7+8+Э)
(10x11)
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
71152
Физиология человека
3
20
71068
Химическая физика
6
18
71051
Химия высоких энергий
3
18
71052
Химия твердого топлива
3
18
71063
Цитология
6
23
71113
Электрохимия
6
22
71110
Энтомологическое обозрение
2
28
ВСЕГО заказано журналов на сумму:
(прописью)
НДС не облагается. Оплату гарантируем на расчетный счет ЗАО “Агентство подписки и розницы” в течение
5 банковских дней после получения счета.
ДИРЕКТОР ОРГАНИЗАЦИИ
ГЛАВНЫЙ БУХГАЛТЕР
М.П.
ВНИМАНИЕ: Оплата заказа производился только после получения счета от ЗАО ИАПР". Издательство “Наука" не
гарантирует исполнение подписных заказов на номера журналов, вышедшие из печати до получения настоящей Заявки,
а также неоплаченных заявок. Отправка заказанных и оплаченных периодических изданий производится Агентством
подписки и розницы в течение 10-ти дней со дня выхода издания из печати заказными отправлениями на адрес,
указанный Организацией в настоящей заявке. Претензии по доставке периодических изданий направлять в АПР по
адресу: 103009 Москва, Страстной бульвар, дом 4, офис 94;
тел. (095) 974-11-11, факс (095) 209-36-66, e-mail nauka@apr.ru nauka@apr.msk.su WWW: HTTP:\\www.apr.ru
Российская академия наук * Издательство “Наука”
г Заявка индивидуального подписчика
на специальную подписку на журналы Издательства “НАУКА”
с доставкой по почте через Агентство подписки и розницы (АПР)
во 2-ом полугодии 1998 года
Ф.И.О. (полностью)
Место работы и должность:.
Полный почтовый адрес:
телефон: e-mall
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее)
Индекс
Наименование журнала
На 1998 год по месяцам
(отметьте крестиком)
Кол-во
комп¬
лектов
Итого сумма в
рублях
июль
август
сентябрь
октябрь
ноябрь
декабрь
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
м. а
Заполните заявку (копию заявки) и отправьте письмом в Издательство “Наука” по
адресу: 117864 ГСП-7, Москва В-485, Профсоюзная ул., 90, или по факсу (095) 420-22-20 или
334-76-50. Информацию о ценах можно получить из Заявок на специальную адресную подпис¬
ку, разосланных в организации, или по телефону для справок: (095) 334-74-50 и 974-11-11.
ВНИМАНИЕ: Оплата заказа производится через отделение банка или почтовым переводом только
после получения подписчиком счета с банковскими реквизитами от ЗАО "Агентство Подписки и Роз¬
ницы" (АПР) - официального распространителя изданий Издательства “Наука”.
Издательство “Наука” не гарантирует исполнение заказов на номера журналов, вышедшие из
печати до получения настоящей Заявки, а также неоплаченных заявок. Отправка заказанных и
оплаченных периодических изданий производится Агентством подписки и розницы в течение 10-ти
дней со дня выхода издания из печати заказными отправлениями на адрес, указанный в настоящей
заявке. Претензии по доставке периодических изданий направляйте в АПР по адресу:
103009 Москва, Страстной бульвар, дом 4, офис 94; тел. (095) 974-11-11, факс (095) 209-36-66,
e-mail nauka@apr.ru nauka@apr.msk.su WWW: HTTP:\\www.apr.ru
Индекс 7021S
«НАУКА»
ISSN 0435-4281 Геоморфология, 1998, № 2