/
Text
Российская академия наук
ISSN 0435-4281
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
1998
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
РОССИЙСКАЯ
АКАДЕМИЯ
НАУК
МОСКВА
ЯНВАРЬ-МАРТ
Ко 1 - 1998
ЖУРНАЛ ОСНОВАН
В 1970 ГОДУ
ВЫХОДИТ
4 РАЗА В ГОД
СОДЕРЖАНИЕ
Кузьмин С.Б. Активные разломы как факторы геоморфологического риска и их ландшафто¬
образующая роль (общая концепция исследований) ... 3
Ласточкин А.Н. Результаты совершенствования систематики элементов земной поверхности .. 10
Геоморфология и россыпи
Постоленко Г.А., Патык-Кара Н.Г. Палеогеоморфологические реконструкции при поисках россыпей 21
Лебедев С.А., Лебедева Е.В. Эволюция рельефа и формирование россыпей (на примере Юго-
Западного Приохотья) 30
Шувалов В.Ф., Николаева Т.В. Палеогеоморфологические исследования при поисках и изучении
россыпных месторождений золота (на примере Южной и Центральной Монголии) 41
Научные сообщения
Бутаков Г.П., Дедков А.П. Эрозия временных русловых потоков в умеренном поясе Европы в
плейстоцене и голоцене 47
Ваков А.В., Никонов А.А. Космофотолинеаменты Кавказского региона 52
Воскресенский К.С Особенности солифлюкции на севере Западной Сибири 56
Лихачева Э.А., Курбатова Л.С., Махорина Е.И. Карта техногенных отложений и техноген-
нопогребенной речной сети территории г. Москвы 61
Любимов Б.П. Зональные особенности овражной эрозии 68
Никифоров Л.Г., Жиндарев Л.А., Суворов Н.В. К вопросу о происхождении береговых дуг 73
Новиков И.С. Роль тектоники в эволюции рельефа Горного Алтая 82
Павлидис Ю.А., Щербаков Ф.А. Формирование рельефа проградационного шельфа Таманского
полуострова 91
Романенко Ф.А., Хольнов А.П., Зарецкая Н.Е. Особенности развития тундрового микрорельефа
Таймыра 100
Шварев С.В. Реконструкция сартанского оледенения плато Путорана (по данным космических
съемок) 107
Говорушко С.М. Инженерно-геоморфологический аспект проведения эколого-географической экспер¬
тизы 113
Юбилеи
Дмитрий Анатольевич Лилиенберг (к 70-летию со дня рождения) 118
Рецензии
Климчук А.Б. О генезисе гипсовых пещер Подолии (о статье Л. Якуча, Г. Мезеши «Генетические
особенности гипсовых пещер Подолии») 120
Хроника
Постоленко Г.А. XI Международное совещание по геологии россыпей и месторождений кор вы¬
ветривания 124
© Российская академия наук.
Отделение океанологии, физики атмосферы и географии.
Институт географии, 1998 г.
1
GEOMORPHOLOGY
RUSSIAN QUARTERLY
ACADEMY VMeifj FOUNDED 1970
'Яя*Д/
OF SCIENCES
MOSCOW
JANUARY-MARCH
№ 1 -1998
CONTENTS
Kouzmin S.B. Active faults as factor of geomorphological risk and their landscape-formation role (general
concept of research) 3
Lastochkin A.N. Improvements of land surface elements' systematic 10
Geomorphology and placers
Postolenko G.A., Patyk-Kara N.G. Paleogeomorphological reconstructions and placers’ prospecting 21
Lebedev S.A., Lebedeva E.V. Relief evolution and formation of placers (with special reference to South-
Eastern Priokhotye) 30
Shouvalov V.F., Nikolayeva T.V. Paleogeomorphological researches in gold-fields’ prospecting and
investigation (Southern and Central Mongolia) 41
Short communications
Butakov G.P., Dedkov A.P. Erosion of ephemeral streams in the humid zone of Europe during Pleistocene
and Holocene 47
Vakov A.V., Nikonov A.A. Lineaments on remote sensing images of Caucasian region 52
Voscresensky K.S. Solifluction peculiarities in the North of West Siberia 56
Likhacheva E.A., Kurbatova L.S., Makhorina E.I. The map of technogenic deposits and technologically
buried drainage network at the territory of Moscow city 61
Lyubimov B.P. Zonal features of gully erosion 68
Nikiforov L.G., Zhindarev L.A., Suvorov N.V. On the origin of coastal arcs 73
Novikov I.S. The role of neotectonic in the relief evolution of Gorny Altai 82
Pavlidis Yu.A., Scherbakov F.A. Relief formation of the prograding shelf of the Taman peninsular 91
Romanenko F.A., Kholnov A.P., Zaretskaya N.E. Characteristics of tundra microrelief development at the
Taimyr 100
Shvarev S.V. Reconstruction of Sartan glaciation of Putorana plateau (by the remote sensing data) 107
Govoruchko S.M. Engineering and Geomorphological Procedure of Implementing an Ecologic-Geographical
Assessment 113
Anniversaries
Dmitriy Anatolyevich Lilienberg (to the 70th birthday) 118
Reviews
Klimchouk A.B. On the origin of gipsum caves .of Podoliya (concerning the paper of L. Yakuch, G, Mezeshy
«On the genetic features of gipsum caves of Podolia») 120
Chronicles
Postolenko G.A. XI International Conference on Geology of Placers and Crust of Weathering Deposits 124
2
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1
январь-март
1998
УДК 551.4(571.53)
© 1998 г. С.Б. КУЗЬМИН
АКТИВНЫЕ РАЗЛОМЫ КАК ФАКТОРЫ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОГО
РИСКА И ИХ ЛАНДШАФТООБРАЗУЮЩАЯ РОЛЬ
(общая концепция исследований)
В последние годы в связи с наметившимся в науках о Земле креном в сторону изу¬
чения опасных природных феноменов стало формироваться представление о геомор¬
фологическом риске. Оно проистекает из потребности человека в защите от небла¬
гоприятных для него элементов рельефа и морфогенетических процессов. Акту¬
альность данной проблемы просматривается в том, что геоморфология внедряет зна¬
ния о строении и развитии рельефа в повседневную жизнь общества, объединяет
усилия многих наук о Земле для изучения физико-географического ландшафта с целью
выявления степени его опасности для человека и перспектив возможной адаптации в
нем с наименьшим ущербом для обеих сторон.
Под геоморфологическим риском понимается оценка рельефа и морфогенеза с пози¬
ций безопасности жизни и деятельности человека и сохранности геоморфологического
ландшафта [1]. В такой трактовке понятие геоморфологического риска является клю¬
чевым звеном в общем понятии природного риска, и это есть дополнительный элемент
его актуальности.
Однако даже в научно-теоретическом плане вопрос геоморфологического риска
еще очень далек от своего разрешения, и ниже мы увидим, насколько широк круг
самых первоочередных задач. Но уже сейчас понятно, что рельеф и морфоге¬
нетические процессы представляют вполне реальную опасность для человека и антро-
потехногенной среды. Риск быть застигнутым опасными геоморфологическими
явлениями и процессами врасплох, вероятно, не меньше, чем риск со стороны сейсми¬
ческих процессов. Более того, изменения геоморфологической среды чаще растянуты
в пространстве и времени, в силу чего в нашем сознании возникает успокаивающий
момент, который позволяет считать их неопасными или сиюминутно неопасными. Это
положение в корне неверно, и те исследователи, которые заняты изучением гео¬
морфологического риска, несомненно решают задачу большой практической значи¬
мости.
Данная проблема весьма многогранна и подход к ее разрешению должен осу¬
ществляться поэтапно с нескольких позиций. В связи с этим цель моего исследования в
этом общем большом направлении невелика, а именно: изучение активных разломов
как факторов геоморфологического риска и определение их роли в формировании
рельефа и физико-географического ландшафта. Выбор активных разломов в качестве
главных объектов исследования как генераторов рельефо- и ландшафтообразующих
процессов не случаен и проистекает из того факта, что именно в местах развития
активных разломов на земной поверхности и в ее недрах мы наблюдаем интенсивные
изменения в природной среде, несущие потенциальную и реальную опасность для
человека [2, 3].
Геоморфологическая опасность обусловлена многими факторами и прежде всего
3
генезисом рельефа, его историческими корнями. Происхождение рельефа прямо или
косвенно связано практически со всеми процессами, протекающими как в недрах
Земли (вплоть до ядра), так и на земной поверхности, в воздушных слоях и в общем в
Солнечной системе [6-8]. В этом положении кроется главный ответ на вопрос, почему
рельеф Земли может использоваться как ведущий индикатор опасности со стороны
окружающей среды для человека.
В областях новейшей активизации земной коры возрастает разнообразие элементов
рельефа и рельефообразующих процессов, их выразительность, скорость и интен¬
сивность. В целом на уровне системы «литосфера - земная кора - рельеф» неотек-
тонические движения являются главным побудителем всех основных морфогенети¬
ческих процессов, вплоть до экзодинамических. Вспомните, например, роль неотекто¬
ники в формировании вертикальной климатической поясности, гидрографической сети,
биоценотических связей и т.п.
Земная кора имеет разломно-блоковое строение, которое определяется ее текто¬
нической эволюцией как в течение неотектонического этапа, так и на протяжении
всех предыдущих геологических эпох. Существование жестких блоков и разделяющих
их подвижных зон в земной коре обусловливает развитие как прямого, так и ин¬
версионного рельефа. Инверсия рельефа, например, на столовых плато, в межгорных
котловинах, влечет за собой инверсию других ландшафтных характеристик: расти¬
тельности, почв, климатических особенностей (температуры воздуха, увлажнения, ра¬
диационного потока) и др.
Блоки относительно менее активны, чем разделяющие их разломы. Внутреннее
пространство блоков представляется наиболее тектонически стабильным. По направ¬
лению к краям возрастает тектоническая активность, которая в зонах контакта
блоков, на разломах, достигает максимума, поскольку по разломам происходит пере¬
мещение и взаимодействие блоков.
Активными называются разломы, проявляющие активность на неотектоническом
этапе. В настоящее время существуют два основных взгляда на активные разломы.
Во-первых, активными называют разломы, подвижки по которым порождают сейсми¬
ческие события в земной коре и верхней мантии; такие разломы контролируют очаги
землетрясений на различных глубинах, и в их зонах отмечаются сейсмодислокации,
деформации почв, дорог, различных сооружений и т.п. [7, 8]. Во-вторых, активными
называют разломы, которые образуют характерные формы рельефа не только за счет
быстрых сейсмогенных подвижек, но и за счет крипа и медленных тектонических
движений; такие разломы могут не контролировать очаги землетрясений, но влияют
на изменение топографии земной поверхности [2, 9]. Для наших целей более прием¬
лемо второе понятие, поскольку оно позволяет охватить практически весь круг совре¬
менных морфогенетических процессов в зонах активных разломов, а не только те,
которые обусловлены сейсмогенными деформациями.
Активные разломы представляют из себя не единую линию, а зону - зону актив¬
ного разлома. Это положение позволяет оперировать не с линией, которую можно
описать лишь длиной, а с объемом, имеющим пространственные характеристики и вы¬
деленным из окружения при помощи набора своеобразных внутренних элементов.
В настоящее время зона влияния разлома трактуется трояко: 1) это достаточно узкая
зона со следами непосредственной тектонической проработки, такими, как брекчии,
милониты, катаклазиты, глины трения и др.; ширина этой зоны обычно легко опре¬
деляется в полевых условиях [10, 11]; 2) это пространство вокруг разлома, где про¬
исходит хрупко-пластичное скалывание и формирование разрывов оперения; ширину
этой зоны можно определить только в камеральных условиях с применением не¬
скольких критериев, в том числе кинематических [12, 13]; 3) это практически не под¬
дающаяся инструментальному регистрированию зона, в которой кроме остаточных
деформаций происходит и упругое колебание среды; ширина этой зоны может быть
оценена только приблизительно [14, 15]. Первое положение целесообразно исполь¬
зовать для изучения морфогенетических процессов, особенностей строения рельефа и
4
всего физико-географического ландшафта в полевых условиях. Для аналитических,
картографических и статистических методов более приемлемо второе Положение.
Подвижки в зонах активных разломов могут быть быстрыми (сейсмогенными) и
медленными (криповыми). В действительности развитие зоны активного разлома пред¬
ставляет процесс чередования двух типов подвижек на разных этапах в зависимости
от тектонической ситуации. Подобное чередование может наблюдаться и в простран¬
стве зоны активного разлома в одном интервале времени [16-18].
В зонах активных разломов отмечаются своеобразные геоморфологические явления
и процессы. То есть наличие этих явлений и процессов свойственно только для зон
активных разломов и они могут использоваться в прогностических целях [19, 20].
Коль скоро в зонах активных разломов наблюдаются отличительные геомор¬
фологические явления и процессы, возможно говорить о формировании в их пределах
особого типа рельефа - рельефа зон активных разломов. Тип рельефа - это комплекс
форм рельефа, характеризующийся единообразным внешним обликом, единым гене¬
зисом и возрастом, т.е. возникающий в условиях определенной направленности
новейших тектонических движений и экзогенных процессов [21]. Все эти требования
полностью выдерживаются для рельефа зон активных разломов, который обладает
яркими отличительными элементами (формами), генетически обусловленными раз¬
витием самой зоны активного разлома на неотектоническом этапе в атмосфере
своеобразной экзогенной препарации.
В зонах активных разломов наблюдаются быстрые движения земной коры, сопро¬
вождаемые землетрясениями, и медленные (криповые) движения или даже временная
тектоническая стабильность. Есть основания думать, что формирование рельефа в
этих двух случаях будет происходить по-разному, а именно: рельеф первой группы
будет развиваться относительно активно, а второй - относительно пассивно. Это по¬
ложение представляется верным не только для разных зон активных разломов, раз¬
вивающихся в разных геодинамических условиях, но и для единой зоны, в пределах
которой возможны как быстрые, так и медленные движения земной коры. В данном
контексте просматривается перспектива районирования зон активных разломов по
геоморфологическому принципу. В дополнение к этому появляется шанс проследить
динамику развития рельефа по крайней мере на период с позднего кайнозоя (плиоцен-
четвертичного времени).
Деление рельефа по группам на активный и пассивный позволяет допустить, что
рельеф первой группы будет представлять явную геоморфологическую опасность, а
рельеф второй группы может вовсе никакой опасности не представлять, либо эта
опасность будет скрытой. Однако при ведущей роли явной геоморфологический опас¬
ности риск со стороны опасности скрытой может быть не менее значительным именно
в силу своей неконкретности. Например, даже в тех зонах разломов, тектоническое
развитие которых к настоящему моменту стабилизировано, вероятны весьма нега¬
тивные процессы, внешне не связанные с разломной тектоникой и эндогенным
рельефообразованием, такие, как увеличение аварийности на автомобильном и воз¬
душном транспорте, возрастание числа патологических заболеваний среди населения,
мутация растений, в частности, дихотомия древесных форм и многое другое [22].
В этой связи следует сознавать, что скрытая опасность растянута в пространстве и
времени, последствия ее могут быть весьма катастрофичными, проявиться не сразу и
не в месте главного источника.
На основании вышесказанного не составляет труда предположить, что геомор¬
фологическая опасность может быть локализованной, или внезапной и рассеянной, или
постоянной. Первый тип опасности проявляется на более или менее локальных
небольших территориях, главным образом, в пределах источника опасности, непро¬
должителен и обнаруживается неожиданно. Второй тип опасности рассредоточен по
площади и часто проявляется вне пределов источника, обладает в каждый конкретный
момент небольшим, но постоянным устойчивым действием.
Локализованная (внезапная) геоморфологическая опасность характерна для зон ак¬
5
тивных разломов, которые отличаются сложным строением и динамичным развитием в
связи с общей геодинамической активностью литосферы в их пределах. Рельеф в зо¬
нах активных разломов может подвергаться значительным эволюционным изменениям
за сравнительно небольшой промежуток времени, который исчисляется порой от
нескольких сотен лет до нескольких часов и даже минут. Например, при Гоби-Ал¬
тайском землетрясении 1957 года произошло формирование 250-километрового уступа
и тренча, которые трассировали практически всю территорию южной и западной
Монголии [23]. При Цаганском землетрясении, произошедшем в декабре 1861 г. в
центральной части оз. Байкал, произошло отседение целого блока земной коры
площадью более 100 км2 и образовался залив Провал [24]. В зоне активного разлома
Сан-Андреас (США, штат Калифорния) в настоящее время происходят интенсивные
правосторонние сдвиговые перемещения земной коры, которые приводят к образо¬
ванию многих уникальных форм рельефа. Одними из самых примечательных явля¬
ются висячие долины и загораживающие хребты, на формирование которых уходит
всего несколько десятков лет [18]. Аккумулятивные тектонические бассейны типа
«pull-apart» в разломной зоне Левант (Ближний Восток) образуются в течение не¬
скольких сот лет [25]. Вулканическая деятельность в активных разломах Северо-
Атлантической рифтовой зоны (южная акватория Исландии) приводит к конструк¬
тивному морфогенезу: формируются подводные лавовые плато, кальдеры, иногда
скопления эксплозивного материала выходят из-под уровня океана и образуются
острова. В других районах она может приводить и к деструктивному морфогенезу,
например, как это имело место во время катастрофического взрыва вулкана Кракатау
в Индонезии, приведшего практически к полному разрушению его конуса.
Рассеянная (постоянная) геоморфологическая опасность характерна для тех зон
активных разломов, тектоническое развитие которых на современном этапе в опре¬
деленной мере стабилизировано и в их пределах не отмечаются существенные
сейсмические подвижки, способные привести к деформациям на поверхности. При¬
мером может служить зона Приморского разлома в Западном Прибайкалье [21]. Здесь
широко представлены эскарпы, цокольные террасы, мелкие горсты, грабены и т.п. В
долине р. Анга в нескольких километрах выше поселка Еланцы сбросовый эскарп
имеет высоту 100-120 м и протягивается вдоль реки на 2 км, при этом угол наклона
его плоскости достигает 40-60°. До эскарпа по простиранию на склоне выделяются
два тектонических уступа высотой 30-35 и 10-15 м. Выше по течению р. Анга от
заимки Зактуй до поселка Куреть прослеживаются выходы цокольной террасы
(уступа) высотой 6-12 м и уклоном плоскости 45-50°. Вдоль дороги Шара-Тагот -
Тонта ^районе летника Хара-Нур встречены два распадка с шириной притальвеговой
части до 30 м и расстоянием между ними около 400 м. На склонах этих распадков
откартированы свежие тектонические уступы или ступени шириной до 10-20 м и
высотой до 5-15 м. В этом же районе встречена грабенообразная структура шириной
150-200 м и длиной 2,5-3,0 км, по бортам которой располагаются тектонические
ступени шириной до 30 м и высотой около 10 м. Все эти структуры способствуют
эрозионному и гравитационному разрушению склонов, оврагообразованию и формиро¬
ванию временных водотоков.
Продольные профили рек, заложенных вкрест простирания Приморского разлома,
не выдержаны, характеризуются многочисленными перепадами на площадях с одно¬
образными по составу и литологии породами. Обычно эти перепады представлены
уступами с камнепадами. Так, в русле поперечного к разлому ручья юго-западнее
р. Кучелга нами встречен резкий перегиб с камнепадом высотой более 20 м. Выше
уступа вода в ручье уходит в камни и вновь появляется в русле в 50 м ниже кам¬
непада. Вниз по всему руслу ручья до выхода его из гор и далее отмечаются
неоднократные исчезновения воды из русла, что может быть связано с наличием ло¬
кальных субпараллельных сместителей. Подобная картина встречена в распадке юго-
западнее р. Тонта против летника Халхазур, где камнепад достигает высоты 25-30 м.
Исчезновение воды из русел отмечается также у мелких ручьев и водотоков,
6
впадающих в оз. Байкал на юго-западном фланге Приморского разлома в районе по¬
селка Большие Коты. Здесь водные потоки исчезают за несколько десятков метров
(50-60) до озера в крутой береговой террасе и впадают в воды Байкала уже ниже
ватерлинии. На северо-восточном фланге Приморского разлома по долине р. Зундук,
расположенной поперек его простирания, перегибы продольного профиля реки очень
четко выражены в виде уступов с небольшими водопадами высотой до 2 м. Наличие
резких перегибов в продольном профиле рек приводит к развитию процессов гра¬
витационного отседания блоков, формированию подвижных курумников и осыпей. На¬
личие ослабленных трещиноватых зон может привести к просадке грунтов, что повле¬
чет за собой деформации оснований сооружений и конструкций, к формированию
барьеров для стока подземных вод зоны свободного водообмена и ловушек для по¬
верхностного стока, к формированию в таких зонах ареалов концентрации загряз¬
нителей в почвенно-растительном покрове и т.п.
Геоморфологическая опасность может быть направлена на человека, на техно¬
генную среду и на природу. Направленность на человека выражается в непосред¬
ственном риске для жизни человека или его физического и морального здоровья, со
стороны, во-первых - катастрофических геоморфологических процессов (обвалы, сели,
лавины и т.п.), во-вторых - со стороны процессов относительно медленных (овражная
эрозия, наводнения, осыпи и т.п.). Направленность на техногенную среду обуслов¬
ливает материальный ущерб за счет разрушений или повреждений различных конст¬
рукций, строений, коммуникаций и других продуктов хозяйственной и культурной
деятельности человека. Направленность на природу проявляется в коренном изме¬
нении первичных физико-географических ландшафтов, например, перестройке дре¬
нажной сети, спонтанной эволюции растительных и животных сообществ, деградации
земель, почв и т.д.
Наиболее «рискует» стать объектом геоморфологической опасности техногенная
среда, поскольку в местах народнохозяйственного освоения и урбанизации она стала
неотъемлемой частью природных территорий и вовлекается в их естественное раз¬
витие. Риск для человека с точки зрения материального ущерба менее значителен,
поскольку человек для того и использует научные методы познания природы, чтобы
прогнозировать опасные процессы и разрабатывать приемы защиты от них с целью
снижения естественного риска. Однако моральный урон, обусловленный ухудшением
здоровья, а тем более смертью человека или гибелью его духовных ценностей, ко¬
нечно же, ничем не восполним. Вопрос о подверженности природно-территориальных
комплексов геоморфологическому риску к настоящему моменту, насколько мне
известно, опрометчиво считается несущественным, а степень подобного риска и ве¬
личина подобных изменений практически никем не оценивались. Не исследованным
здесь остается и вопрос о том, как природа разрешает подобные внутренние про¬
тиворечия, возникающие вследствие разрушения первичных физико-географических
ландшафтов.
Для фактического обоснования изложенных выше положений необходимо решить
два круга задач: теоретические, или логические и практические, или эмпирические.
В первом круге задач следует различать понятия геоморфологический риск и
геоморфологическая опасность. Геоморфологическая опасность - это явная или скры¬
тая вероятность проявления таких рельефообразующих процессов и вероятность
существования таких форм рельефа, которые могут оказать негативное влияние на
человека, сферу его жизнедеятельности и первичные природно-территориальные
комплексы. Геоморфологический риск - это оценка морфогенетических процессов,
типов и отдельных элементов рельефа с целью защиты человека и сферы его жиз¬
недеятельности от геоморфологической опасности и сохранения первичных природно-
территориальных комплексов. В этой связи важно понимать, что если человек
подготовлен и может в деталях прогнозировать процесс, представляющий явную гео¬
морфологическую опасность, то такой процесс может и не составлять для него пред¬
мета риска. И наоборот, если человек имеет смутное представление о процессе, пусть
7
даже не несущем явной геоморфологической опасности, то такой процесс может иметь
для него высокую степень риска.
Явная геоморфологическая опасность подразумевает те явления и процессы, кото¬
рые оказывают непосредственное влияние на человека и окружающую среду. Скры¬
тая геоморфологическая опасность проявляется опосредованно через другие собы¬
тия, либо растянута в пространстве (имеет место в значительном удалении от источ¬
ника) или во времени (сохраняется и после того, как источник перестал функциони¬
ровать).
В том же первом круге задач следует установить взаимоотношения между сейсми¬
ческой и геоморфологической опасностью, классифицировать рельеф зон активных
разломов и формы проявления геоморфологической опасности, постулировать рельеф
и, как следствие, ландшафт нормальный (идеальный), который в общем смысле слова
не представляет опасности для человека, и аномальный, т.е. несущий потенциальную
опасность.
В круге задач практического плана следует определить критерии выделения релье¬
фа зон активных разломов; выявить степень опасности и риска геоморфологических
явлений и процессов, как для человека и среды его жизнедеятельности, так и для
природно-территориальных комплексов; установить влияние морфогенетического фак¬
тора на развитие всего физико-географического ландшафта как среды обитания и
взаимодействия человека с природой; провести связующую нить следующего харак¬
тера: тектоническое развитие земной коры —» рельеф и геоморфологические процес¬
сы —> состояние природно-территориального комплекса —> опасность —> риск.
Таким образом, можно сделать несколько основных выводов. В качестве одного из
факторов геоморфологического риска предлагается рассматривать активные разломы.
В русле развития представлений о геоморфологическом риске уточнены и конкрети¬
зированы некоторые известные постулаты структурной геоморфологии. Предложено
выделять новый тип рельефа - рельеф зон активных разломов, различать гео¬
морфологический риск и геоморфологическую опасность, подразделять опасность на
скрытую и явную, локализованную/внезапную и рассеянную/постоянную, направ¬
ленную на человека, техногенную и окружающую природную среду. Определены за¬
дачи и перспективы исследований геоморфологического риска. Проведена связующая
нить между развитием рельефа и всего природно-территориального комплекса
(ландшафта).
Опираясь на выведенные выше положения и решив очерченный круг задач, мы
будем в состоянии представить активные разломы как факторы геоморфологического
риска и выявить их ландшафтообразующую роль. Мы сможем понять, почему иные
природные явления при всей своей опасности и катастрофичности не составляют риска
для антропогенной среды, а явления внешне неопасные и неконкретные могут обла¬
дать высокой степенью риска. Мы сможем уяснить одну из форм взаимодействия
человека и окружающей среды, возможную причину дискомфорта человека и создан¬
ного им техногенного мира в естественном природном окружении.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Геоморфологический риск. Тез. докл. Иркутского геоморфологического семинара. Иркутск, 1993, 140 с.
2. Трифонов ВТ. Позднечетвертичный тектогенез. М.: Наука, 1983. 224 с.
3. Костенко Н.П. Геоморфология. М.: Изд-во МГУ, 1985. 312 с.
4. Кинг Л. Морфология Земли. М.: Прогресс, 1967. 559 с.
5. Knuepfer P.L.K. Tectonic geomorphology and present-day tectonics of the Alpine shear system, South Island, New
Zealand. Tucson, Arizona University Press, 1984. 489 c.
6. Мещеряков Ю.А. Рельеф и современная геодинамика. М.: Наука, 1981. 277 с.
7. Armijo R.f Tapponnier Р., Tonglin Н. Late Cenozoic right-lateral strike-slip faulting in Southern Tibet //
J. Geophys. Res. 1989. V. 94. P. 2787-2838.
8. DePolo CM., Slemmons D.B. Estimation of earthquake size for seismic hazards. In: Krinitzsky E.L., Slemmons
D.B. Neotectonics in earthquake avaluation: Boulder, Colorado, Geol. Soc. Amer. Rew. Emg. Geol., 1990. V. 8.
P. 1-28.
8
9. Леви К.Г. Неотектонические движения земной коры в сейсмоактивных зонах литосферы. Новосибирск:
Наука, 1991. 168 с.
10. Шерман СИ. Физические закономерности развития разломов земной коры. Новосибирск: Наука, 1977.
101 с.
11. Adler R.E. Nutzbarmachung gefugekundlicher Erkenntniese fur den Betiebsablauf. Gluckauf Torschung. 1980.
V. 41. P. 256-260.
12. Шерман С.И., Борняков С.А., Буддо В.Ю. Области динамического влияния разломов. Новосибирск:
Наука, 1983. 111 с.
13. Pohn НА. Joint spacing as a method of locating faults. Geology. 1981. V. 9. P. 258-261.
14. Ben Zion Y., Katz S., Leary P. Joint inversion of ’fault zone head waves and direct P arrivals for crustal structure
near major faults. // J. Geophys. Res. 1992. V. 97. P. 1943-1951.
15. Li Y.G., Leary P.C. Fault zone trapped seismic waves. // Bull. Geol. Soc. Am. 1990. V. 80. P. 1245-1271.
16. Bilham R., King B. The morphology of strike-slip faults: examples from the San-Andreas fault, California. //
J. Geophys. Res. 1989. V. 94. P. 10204-10216.
17. Machette M.N., Personius S.F., Nelson A.R. The Wasatch fault zone, Utah - segmentation and history of Holocene
earthquakes. //J. Struct. Geol. 1991. V. 13. P. 137-149.
18. The San-Andreas fault system, California. USGS Professional Paper 1515, 1990. 283 p.
19. Кузьмин С.Б. Области динамического влияния разломов: геоморфологические аспекты // Геоморфология.
1991. № 3. С. 94-102.
20. Кузьмин С.Б. Геоморфология зоны Приморского разлома (Западное Прибайкалье) // Геоморфология.
1995. №4. С. 53-61.
21. Геологический словарь. Т. 2. М.: Недра, 1978, 455 с.
22. Мельников Е.К., Рудник В.А., Мусийчук Ю.И., Рымарев В.И. Патогенное воздействие зон активных
разломов земной коры Санкт-Петербургского региона // Геоэкология. 1994. № 4. С. 50-69.
23. Гоби-Алтайское землетрясение. М.: Изд-во АН СССР, 1963. 391 с.
24. Сейсмическое районирование территории СССР. М.: Наука, 1980. 307 с.
25. Brink U.S., Ben-Avraham Z. The anathomy of a pullapart basin: seismic reflection observations of the Dead Sea
Basin. // Tectonics. 1989. V. 8. P. 333-350.
Ин-т географии СО РАН, Иркутск Поступила в редакцию
07.06.96
ACTIVE FAULTS AS FACTORS OF GEOMORPHOLOGICAL RISK AND THEIR LANDSCAPE
FORMING ROLE (GENERAL CONCEPT OF INVESTIGATION)
S.B. KOUZMIN
Sum m a г у
New perspectives of geomorphological risk conception founded in the early 1990th are shown. Active faults are
considered to be a factor of risk. Some of tectonic geomorphology postulates were adjusted to the conception of
geomorphological risk. Author suggests to consider landforms of faults' zones as a new type of relief, to distinguish
geomorphological risk from geomorphological danger, to divide the latter into hidden and obvious, localized/sudden
and dispersed/continuous, dangerous for people, technology or environment. Aims and purposes of geomorphological
risk investigations are determined.
9
УДК 551.4 : 168.2
© 1998 г. А.Н. ЛАСТОЧКИН
РЕЗУЛЬТАТЫ СОВЕРШЕНСТВОВАНИЯ СИСТЕМАТИКИ
ЭЛЕМЕНТОВ ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ
Систематика и системный подход в геоморфологии. Термин ’ систематика" происхо¬
дит от греческого слова сгиатгцштгкоб, означающего "упорядоченный, относящийся к
системе". Он отражает: а) либо раздел или научную дисциплину (в биологии, например,
она называется системологией), б) либо начальный этап организованного
(в тектологическом смысле) развития науки. Во втором, историко-познавательном,
аспекте систематика рассматривается как следующая после этапа классификаций
ступень развития ее методологической мысли [1].
В рамках до сих пор еще не завершенного в геоморфологии этапа классификаций
(простых и сложных образований, создавших их процессов, геоморфологических карт)
часто и неправомерно говорится о системном или системно-формационном подходе,
используется словосочетание "систематика рельефа" [2] и даже классифицируются так
называемые геоморфологические системы, в то время как никто не знает, как их
выделять и анализировать на практике. Если же словом "система" (геосистема, гео¬
морфологическая система) и обозначаются некие изучаемые сложные образования,
например, межгорные котловины, то это не сопровождается использованием необходи¬
мых атрибутов и проведением обязательных процедур системного исследования:
выделением и определением элементов, анализом структуры, функционирования и т.д.
Такой подход обычно основывается на широко распространенных (вытекающих из
произвольной адаптации к геоморфологическому и геолого-географическому материалу
общей теории систем) утверждениях о том, что система - это произвольный набор
взаимосвязанных ингредиентов, что ее элемент - это любая более или менее простая
часть некоего образования и/или даже его характеристика, что можно конструировать
функциональные, динамические, исторические и прочие специализированные геосисте¬
мы, не утруждая себя и минуя "скучную работу" по элементаризации объекта иссле¬
дования - земной поверхности (ЗП), созданию четких представлений о ее составе и
строении и выделению " базовых", пространственных, статических или морфологиче¬
ских, геосистем. Вместе с тем обойти данную работу так же немыслимо, как
невозможно изучать химические превращения вещества, ничего не зная об элементах
и строении "базовых" химических систем - молекул.
В связи с указанным подходом, имитирующим системные исследования, чисто
внешнее использование те кто логических идей и соответствующей лексики в геомор¬
фологии оказывается в такой же мере не обременительным, в какой и не эффектив¬
ным, не приведшим к разработке принципиально нового метода изучения рельефа и
рельефообразующих процессов и к открытию с его помощью принципиально новых
законов. К большому своему удивлению я узнал, что подобная имитация имела место
еще в далекие и, казалось бы, "досистемные" времена И. Канта, в которые "иные
полагают, что создают системы, но у них возникают лишь агрегаты. Для последних
нужна лишь манера, система же требует метода" [3, с. 5].
Отмеченное выше "забегание вперед" повторяет, а точнее, продолжает классифи¬
кационный или классический этап развития геоморфологии с характерной для него
"пропущенной главой" [4] - отсутствием необходимого для каждой естественной науки
раздела и понятийно-методического аппарата, посвященных строгому и универсаль¬
ному описанию морфологии рельефа любого происхождения и возраста. И если для
классификационного этапа данное обстоятельство было допустимо, то на системном
уровне оно исключается полностью, что давно осознано в биологии и многих других
науках, в которых «понятия "системный подход" и "морфологические методы" являют¬
ся нерасторжимыми» [5, с. 77]. В геоморфологии и в географии в целом речь идет не о
10
простой забывчивости или случайном пропуске изначального для каждой науки
морфологического раздела, а о своеобразном вульгарно-материалистическом снобиз¬
ме - признании абсолютного главенства историко-генетических представлений и кате¬
горий (в том числе критериев классификаций), формулируемых главным образом на
основе анализа вещества - четвертичных и других по возрасту коррелятных отло¬
жений и экспонированных на ЗП пород, а не своего собственного геоморфологического
материала по морфологии рельефа [6].
Необходима смена приоритетов или даже идеологий, без которой проблему
элементаризации (а вслед за ней проблемы структурного анализа ЗП, конструирования
как базовых, так и специализированных геосистем) не решить. Иллюстрацией к
данному утверждению служит последняя работа Б.Б. Полынова, справедливо связы¬
вающего выделение элементарных ландшафтов и почвенных ареалов с элементариза-
цией ЗП. Однако такой по современным представлениям эффективный (геотополо-
гический [7, 8]) путь географического познания не мог быть реализован, так как по
общему мнению, выразителем которого был Б.Б. Полынов, нарождавшаяся в то
время «новая наука (ландшафтоведение - А.Л.) по существу не может оставаться
хорологической, но неминуемо требует развития историко-генетического анализа,
обязательного для каждой отрасли естествознания» [9, с. 494]. Мы же, наоборот,
призываем вернуться на новом уровне к несправедливо осужденным и отвергнутым
хорологическим (пространственным) истокам общей географии [8], которые сейчас
должны включать в себя элементаризацию, конструирование и анализ строения
"базовых" геосистем на морфологической (геоморфологической [10]) основе. Никакой
другой (и тем более историко-генетической) основы у этих процедур быть не может.
Все это, конечно, не исключает, а лишь предваряет выделение и изучение названных
выше специализированных геосистем.
История высокоорганизованных естественных наук учит, что системный подход не
должен "отрываться от его параметрического базиса, без которого теории систем не
может быть придана необходимая конкретность" [5, с. 123], и что его изначальная
проблема - элементаризация предмета изучения является непростой и редко решае¬
мой задачей [11]. В химии, например, ее решение растянулось почти на два века от
первой четкой формулировки представлений о простых и сложных химических ве¬
ществах (А. Авогардо, 1811 г.) до создания (Д.И. Менделеев, 1869 г.) и последую¬
щего совершенствования периодической системы химических элементов. Подобно
этому сложный путь придется пройти и геоморфологии, в которой ее решение пре¬
дусматривает: а) формулировку критериев делимости ЗП и неделимости составляю¬
щих ее элементов; б) однозначность их выделения, строгость определения не через
какие-либо произвольно выбранные внутренние свойства, а лишь через их соотно¬
шения с другими элементарными частями, в) не просто адекватное, но и точное
отражение этих элементов на своих моделях - картах, профилях и описаниях.
Лишь выполнение перечисленных требований (признаков элементности) обеспечит
возможность создания систематики элементов ЗП или морфологической системы (МС).
Последняя, подобно периодической системе химических элементов, систематике
кристаллов и живых организмов, космогонической системе звездных образований и др.,
призвана иметь (высший в системологии) статус параметрической корреляционной
систематики. Данный статус предполагает возможность определения функциональных,
динамических, возрастных (исторических), субстанциональных и прочих характеристик
и свойств элементов ЗП через те их морфологические параметры, которые исполь¬
зуются в качестве критериев их систематики. Такая корреляция относительно легко
получаемых (в геоморфологии - по аэрофото-, фотокосмическим, топографическим,
гидрографическим материалам) морфологических показателей с чаще всего иско¬
мыми значениями перечисленных характеристик широко используется в естество¬
знании [12].
Таким образом, систематика элементов ЗП рассматривается как система в смысле
познавательной конструкции. Только на ее основании через фиксацию конкретных
элементов и анализ их пространственных соотношений могут создаваться геоморфоло¬
гические системы - формализованные модельные отражения на карте, профиле и в
описании конкретных сложных образований ЗП точно так же, как только на основе
периодической системы химических элементов могут быть описаны и изучены состав и
строение "базовых" химических систем - молекул вещества. В свою очередь на основе
и в контексте элементов и структуры пространственных геоморфосистем должны
конструироваться функциональные, динамические, исторические и другие специализи¬
рованные геоморфологические системы.
Решение проблем элементаризации и систематики элементов ЗП является первым
еще далеко не завершенным этапом системных исследований в геоморфологической,
как и любой другой, естественной науке. При его реализации приходится преодо¬
левать сопротивление не столько классической геоморфологии с ее консерватизмом и
приверженностью к авторским, необязательным для общего употребления, классифи¬
кациям (в частности, к легендам карт), сколько излишне "прогрессивные" тенденции
геоморфологов - "системщиков" с их "забеганием вперед" и с современной, чаще всего
"пустой по содержанию", системной лексикой, подменяющей трудные решения
стоящих перед наукой взаимосвязанных задач элементаризации, формализации и
систематики элементов. Именно классическая геоморфология в значительной мере
подготовила их решение формулировкой положений: а) о морфологии рельефа как
единственной его характеристике, которая может быть подвергнута формализации
(Ю.К. Ефремов, Н.А. Флоренсов и др.), необходимой при переходе от классификаций
к систематике; б) о простейших и в разной степени сложных образованиях на ЗП,
составляющих единый мерономический ряд: элементы - формы - совокупности форм
ЗП (А.И. Спиридонов и др.); в) о морфологических элементах ЗП как изначальных
объектах классификаций и систематики по морфологическому принципу (А.И. Спи¬
ридонов, Д.А. Тимофеев и др.); г) о масштабной универсальности элементов и форм
ЗП (Ю.Г. Симонов и др.), понятие о которой, как сейчас выясняется, уже довольно
давно фигурирует во фрактальной геометрии (в том числе и применительно к рельефу
ЗП) в виде термина "масштабная инвариантность".
Наибольший консерватизм как в классической, так и в "системной" геоморфологии
проявляется по отношению к формализации, во-первых, потому что ей поддаются как
раз только те самые морфологические характеристики и свойства, которые в исто¬
рико-генетических представлениях редко используются, а часто и просто игнори¬
руются. Во-вторых, этот консерватизм вытекает из неоднозначной оценки формали¬
зации в отечественной, до сих пор еще марксистско-ленинской, философии. В ней, с
одной стороны, признается, что метод формализации "весьма эффективен в строгих и
точных науках. Краткость, обозримость символических выражений, оперативность
преобразований, возможность подчинить их четким математическим и логическим
правилам обеспечивает успешное решение познавательных задач..., использование
ЭВМ" [13, с. 122]. С другой, - говорится о том, что сосредоточиваться на формальной
стороне явлений можно лишь "временно", а сам метод почему-то сводится лишь к
"переводу содержательных фрагментов знания на искусственный символический или
формальный язык, подчиненный четким правилам построения формул и их преобра¬
зований" [13, с. 122]. На самом же деле под формализацией следует понимать строгие
определения и точные модельные выражения содержательной стороны объекта или
процесса через адекватную и гомоморфно соответствующую этому содержанию
форму. В высокоорганизованных науках она используется не "временно", а постоянно
и является не только, а точнее не столько, языком и даже не только методом, а в
определенном смысле идеологией - морфологической парадигмой, направляющей их от
изучения формы (морфологии) к познанию отраженного в ней и/или зависимого от нее
содержания. Понятиям о формализации и формальных моделях или системах следует
отвести особо важную роль в геоморфологии, учитывая ее новое предназначение -
исследование морфологии всех, разных по своей природе, геоповерхностей, геополей,
геокомпонентов и геосфер на Земле [10].
12
Рис. 1. Систематика элементов земной поверхности
Используя формализацию как язык, метод и идеологию, начинаешь лучше видеть и
исправлять чужие и, самое главное, свои собственные ошибки. Саперы в своей жизни
ошибаются единожды, а физики, химики, математики и представители других высо¬
коорганизованных наук - неоднократно, геоморфологи же при составлении и использо¬
вании своих классификаций (в частности, легенд карт) не ошибаются никогда, так как
не следуют общепринятым строгим дефинициям, правилам и процедурам. Занимаясь
проблемами элементаризации ЗП и систематики ее элементов полтора десятилетия,
автор часто обнаруживал допущенные им ошибки при выделении категорий элемен¬
тов, сначала стыдясь их и не осознавая, что это - прямое следствие попыток его
перехода от классификаций к систематике. На данной принципиально другой мето¬
дологической ступени погрешности и просчеты, конечно, досадны, но вполне есте¬
ственны. Именно этим объясняется многократное опубликование мною полных групп и
систематических таблиц элементов с внесением каждый раз в них новых поправок.
Приведенная в настоящей статье усовершенствованная систематика также, вероятно,
13
Рис. 1 (продолжение)
не гарантирована от неточностей и будущих исправлений. Однако при ее составлении
учтен не только значительный опыт решения данных методологических проблем, но и,
что не менее важно, опыт применения его результатов на практике - при картографи¬
ровании рельефа в разных геоморфологических условиях и для решения различных
прикладных задач. Не повторяя основных положений предлагаемой систематики [6, 8,
14, 15], аргументация которых не подверглась каким-либо коррективам, ниже изло¬
жены лишь те ее аспекты, в которые внесены необходимые изменения с использо¬
ванием разработанного ранее языка.
Параметрическая основа систематики элементов ЗП. К трем основным гео¬
морфологическим параметрам ЗП: высоте или глубине Н(х, у), первой Н\х, у) и второй
14
Рис. 1 (продолжение)
Н"(х,у) производных от нее [14] добавлен четвертый ее показатель горизонтальная
кривизна Кг [6, 8, 15]. С включением последнего оказалась полностью осуществленной
параметрическая форма задания МС, в которой все четыре показателя ЗП оказались
взаимосвязанными в соответствии со схемой: Н(х, у) —» Н'(х, у)
I 1
Кг Н\х,у) [8,15].
До этого анализ морфологии рельефа ограничивался проведением дискретизации и
элементаризации ЗП лишь в одном ракурсе - в профиле. В то же время был упущен
другой, не менее важный, ракурс модельного представления и исследования рельефа,
15
Соотношение экстремальных и нулевых значений основных геоморфологических параметров земной
поверхности и видов структурных линий
Основные геоморфологические параметры земной
поверхности
Структурные линии
Н(х,у)
Н’(х,у)
Н“(х, у)
Кг
Виды структурных линий
Индексы
шах
0
_
max
гребневые
Lx
min
0
-
max
килевые
Li
-
шах
0
-
максимальных уклонов
L}
-
min
0
-
минимальных уклонов
ц
-
-
max
-
выпуклых перегибов
-
-
max
-
вогнутых перегибов
L6
~
-
-
0
морфоизографы
Ч
вообще почему-то редко используемый как в самой геоморфологии (разделение форм
ЗП на отрицательные, положительные в орографии [15], склонов - на выпуклые,
вогнутые и прямолинейные в плане [16], плановая кривизна ЗП [17]), так и вслед за
ней в других "геокомпонентных" науках. В частности, это имело место в почвоведении
до последних работ И.Н. Степанова [18], который, справедливо критикуя такой
однобокий подход, впал в другую крайность, игнорируя анализ рельефа в профиле за
счет его изучения в другом ракурсе - только в плане.
Выделенным лишь на профиле частям склонов и их границам неправомерно
присваивался статус элементов [14 и др.]. Однако при перенесении их на карту
становится очевидным нарушение первого и основного признака элементности - неде¬
лимости в связи с тем, что на карте они представлены не простейшими ингредиентами
ЗП, а обычно протяженными сложными лентами и линиями, составленными из разных
по своей морфологии (выпуклых, вогнутых и прямолинейных) в плане фрагмен¬
тов. Только эти фрагменты могут считаться площадными (Р, Р и Р) и линейны¬
ми (L, L и L) элементами ЗП (рис. 1), выделяемыми со строгим соблюдением всех
признаков элементности. Использование не трех, а четырех параметров - крите¬
риев систематики элементов дает возможность дезинтегрировать ЗП дважды - в
профиле и в плане, с исчерпывающей полнотой охарактеризовать морфологию релье¬
фа через точное выделение, строгое определение элементов ЗП, существенно разли¬
чающихся по морфологии и как следствие этого - по географическим и экологиче¬
ским свойствам, истории, механизму развития их функциональной роли в геосистемах
[7, 8].
Линейные элементы ЗП. Переход от параметрической к "структурно-элементной"
форме задания МС осуществляется через структурные линии (СЛ) - геометрические
места отличительных точек на ЗП с экстремальными и нулевыми значениями
основных геоморфологических параметров (таблица). Индексы СЛ усложняются за
счет их разделения на группы по форме в профиле. Все варианты СЛ представлены на
рис. 1 в виде их проекций - отличительных точек с их ближайшими окрестностями на
профиле, отражающими кривизну разделяемых этими линиями элементарных по¬
верхностей.
Выделенные ранее [6, 8, 14, 15] варианты СЛ L3 и L4 хотя и фигурирующие теоре¬
тически в полной группе (таблица) и даже практически - на отдельных поперечных
профилях, выведены из МС. Их фиксация в плане подразумевает уникальное наличие
на бесконечном множестве профилей склона группирующихся в единое геометрическое
место отличительных точек с максимальными или минимальными значениями |#'(*, у)|,
в которых меняется знак нормальной кривизны ЗП. Кросс-корреляция таких точек от
профиля к профилю или проведение линий L3 и L4 по топографической или гипсо-,
батиметрической картам требует как минимум шесть горизонталей на склоне с
16
симметрично увеличивающимися (в случаях L3) или уменьшающимися (в случаях L4)
заложениями по мере удаления от трассируемой линии, что трудно представить себе
на сколько-нибудь значительном протяжении. На аэрофото- и фотокосмических
материалах (стереомоделях) они не могут выделяться даже в теоретически мыслимых
случаях, так как не являются границами частей ЗП, различающихся по уклонам -
модулям и векторам Н'(ху у). Не случайно линии максимальных и минимальных
уклонов никогда ранее не фигурировали в качестве геоморфологических границ. Их
включение в систематику элементов ЗП и универсальную легенду морфологической
карты [6, 8, 14, 15] следует признать ошибочным. Это подтверждается и чисто
эмпирически - опытом составления морфологических карт, на которых СЛ L3 и L4, как
правило, не фиксируются.
С введением понятия об анизотропии рельефа [14] позже [8] появилась возможность
однозначно разделить составляющие его элементы, с одной стороны, на верхние,
нижние и сквозные, а с другой - на собственно склоновые. Для первых трех харак¬
терна положительная анизотропия Кан = 1 - \Н'(у)\/\Н'(х)\ > 0, когда уклоны гребневых и
килевых линий в продольном направлении \Н'(у)\ меньше уклонов в поперечном к ним
направлении \Н\х)\. На собственно склоновых элементах отмечается отрицательная
анизотропия с обратным соотношением уклонов: Кан = \Н'(у)\/\Н'(х)\ - 1 < 0. К собствен¬
но склоновым относятся не только СЛ Ь5 и L6, но и те гребневые L(1) и килевые L(2)
линии, продольная крутизна которых больше уклонов в поперечном к ним направ¬
лении. Эти линии входят в число элементов ЗП, хотя и не являются, в отличие от
других линейных элементов, поверхностеобразующими, т.е. они не разграничивают,
а лишь осложняют элементарные поверхности и в зависимости от своего положения и
собственной морфологии (рис. 1) более полно отражают форму в плане (L(1) на Р и L(2)
на Р) ив поперечном профиле наиболее напряженных и резко различающихся друг от
друга в литодинамическом отношении склоновых площадных элементов. Статус
элементов линиям и L(2) придается в связи с тем, что в результате их пересечения
с другими СЛ образуются контрастно выраженные и закономерно вписанные в струк¬
туру ЗП точечные элементы.
В связи с добавлением четвертого геоморфологического параметра ЗП к шести
линейным элементам [14] добавлены линии нулевой горизонтальной кривизны - мор-
фоизографы [18], являющиеся боковыми ограничениями выпуклых, вогнутых и прямо¬
линейных в плане элементарных поверхностей.
Точечные элементы ЗП. Взгляды на характерные точки (XT) пересечения или
сочленения СЛ Ln и Lm (общий индекс Сп_т или С„_т) по мере совершенствования
систематики всех элементов ЗП менялись в двух направлениях. С одной стороны, по
сравнению с их первой полной группой [14] число XT резко сократилось за счет
исключения из систематики так называемых узлов - морфологически не выраженных
точек пересечения и сочленения теоретических мыслимых линий L3 и L4 друг с другом
и с другими линейными элементами. С другой, современная полная группа (она же
выступает в роли систематической таблицы XT; рис. 1), включая в себя известные в
классической геоморфологии вершины, перевалы, мысы, устья и др., дополнена
точками пересечения всех СЛ с морфоизографами (С„_7), а также точками пересече¬
ния и сочленения всех линейных элементов с неповерхностеобразующими линиями
^(d(C’(I)-w) и L(2)(C(2bw).
Одновременно с этим выявилось и значение точечных элементов, необходимость
познания которых ранее [14] угадывалась лишь интуитивно. XT удовлетворяют много¬
численным требованиям, предъявляемым к репрезентативным точкам наблюдений и
измерений [8]. Они расположены в основном по периметру площадных элементов,
и наблюденные в них геолого-географические и экологические показатели представ¬
ляют приуроченные к этим элементам элементарные единицы геокомпонентной,
ландшафтной и геоэкологической дифференциации. В связи с определенностью их по-
17
Рис. 2. Полная группа площадных элементов земной поверхности
ложения в структуре ЗП они однозначно фиксируются на карте и уверенно обна¬
руживаются на местности.
Площадные элементы ЗП. Наибольшим изменениям подверглась полная группа
систематики элементарных поверхностей (ЭП). Их общий индекс отражает
верхнюю (п) и нижнюю (т) границы: СЛ или вершины Cq и Cq (п = 0, 1, 5, 6 и т = О,
2, 5, 6), а дополнительные буквенные обозначения а, Ъ, с указывают на принадлеж¬
ность ограничивающих по вертикали линий и точек к одной из групп (рис. 1).
Если профили любой из ЭП представить в качестве отрезков в прямоугольной
системе координат, то их возможные формы, учитывая главный признак элементно-
сти - неделимость, можно свести всего к трем вариантам, соответствующим извест¬
ным в дифференциальном исчислении точкам на графике; гладким экстремумам (La),
точкам возврата графика с вертикальной касательной (Z/) и угловым точкам возврата
(Lb). Элементарный криволинейный отрезок с гладким максимумом оканчивается внизу
точкой возврата графика с вертикальной касательной - оси ординат и, наоборот, если
максимум этого отрезка находится в точке возврата графика с вертикальной каса¬
тельной, то снизу он ограничен гладким минимумом. Исходя из этого ЭП, огра¬
ниченная сверху линией La, снизу на склоне может оконтуриваться только линией & и
наоборот. Если же ее ограничение сверху (снизу) представлено СЛ Lb, то и нижняя
(верхняя) ее граница относится к той же категории линейных элементов. Таким
18
образом, полный индекс ЭП (без ее характеристики в плане) может быть представлен
всего тремя вариантами: Ра~с\ Рс~а, Рь~ь, отражающими выпуклые, вогнутые и прямо¬
линейные в профиле площадные элементы. Ранее осуществляемое выделение вариан¬
тов Ра~а и Рс~с следует признать ошибочным, так как они не удовлетворяют признакам
неделимости.
Следуя изложенным положениям, составлена исправленная полная группа площад¬
ных элементов в виде матрицы (рис. 2), на горизонтальной оси которой перечислены
их нижние, а на вертикальной - верхние ограничения. Из нее исключены все вариан¬
ты, лишенные смысла по определению и отражающие сложные (неэлементарные)
части ЗП. Одновременно с этим в нее включены плосковершинные ЭП, ограниченные
только снизу (Р+з) или сверху (Рв~)- В итоге выделено 47 видов площадных элементов.
Это конечное множество, кроме только что названных двух категорий, представлено
наклонными поверхностями (Р или |P). Наряду с ними в каждом данном масштабе
исследования и картирования в литодинамическом и экологическом отношениях целе¬
сообразно выделять горизонтальные (-Р) и вертикальные (|Р) ЭП [6, 12].
Сводная систематика элементов ЗП. XT, СЛ и ЭП, составляя в своей совокупности
МС, должны быть сведены не в три раздельные систематические таблицы [14],
а в единую систематику всех элементов ЗП [6, 8, 15]. Это требование выполнимо в
связи, во-первых, с тем, что элементы всех трех категорий (внемасштабно, "полумас¬
штабно" и масштабно) отражают одно и то же - двумерные части ЗП, и, во-вторых,
с наличием общих критериев их систематики, главным из которых является их
взаимное положение по вертикали. Ведущее значение этой структурной характери¬
стики элементов, отражающих их гравитационную экспозицию, осознано не только в
геоморфологии, но и во всех "геокомпонентных" географических науках (см. [8]).
На основе свободной систематики элементов ЗП составлена универсальная легенда
аналитических морфологических карт, новый усовершенствованный вариант которой
будет предложен в следующей публикации.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Философская энциклопедия. Том V. М.: Советская энциклопедия, 1970. 740 с.
2. Табидзе Д.Д. Систематика рельефа с позиции направленности геоморфологических исследований //
Проблемы методологии геоморфологии. Новосибирск, 1989. С. 48-56.
5 Кант И. Трактаты и письма. М.: Наука, 1980. 709 с.
Ефремов Ю.К. Опыт морфографической классификации элементов и простых форм рельефа // Вопросы
географии. Вып. 11. М.: Географгиз, 1949. С. 109-136.
5. Системные исследования / Под ред. Блауберга, Зинченко В.П., Келле В.Ж. и др. М.: Наука, 1974.
230 с.
~ Ласточкин Л.Н. Морфодинамическая концепция общей геоморфологии. Л.: Изд-во ЛГУ, 1991. 218 с.
". Ласточкин А.Н., Тимофеев Д.А. Геотопология: геоморфологические основы теории, методики и прак¬
тики // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1993. № 1. С. 16-27.
v Ласточкин А.Н. Геоэкология ландшафта. СПб.: Изд-во СПбГУ, 1995. 277 с.
9. Полынов Б.Б. Избранные труды. М.: Изд-во АН СССР, 1956. 597 с.
' л Ласточкин А.Н. О новом предназначении геоморфологии в системе наук о Земле // Геоморфология.
1995. № 2. С. 32-44.
I. Овчинников Н.Ф. Категория структуры в науках о природе // Структура и формы материи. М.: Наука,
1967. С. 11-47.
2 Ласточкин А.Н. Основные предметные составляющие и структура географического знания. 1. Деление
знания о географической действительности: общие вопросы //Вести. СПбГУ. Сер. Геология, география.
1997. Вып. 3 (№21). С. 17-29.
5 Фролов И.Т., Араб-Оглы Э.А., Арефьева Г.С. и др. Введение в философию. М.: Политиздат, 1969.
639 с.
1-. Ласточкин А.Н. Морфодинамический анализ. Л.: Недра, 1987. 256 с.
15. Ласточкин А.Н. Рельеф земной поверхности. Л.: Недра, 1991. 340 с.
>j. Спиридонов А.И. Физиономические черты рельефа как показатель его происхождения и развития //
Индикационные географические исследования. М.: Наука, 1970. С. 92-104.
19
17. Krcho J. Morphometric analysis of relief on the basis of geometric aspect of fieldtheory // Acta UC Physic.
Geographica. Bratislava. 1973. № 1. P. 3-58.
18. Степанов И.Н. Формы в мире почв. М.: Наука, 1986. 190 с.
Санкт-Петербургский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 25.02.97
IMPROVEMENTS OF LAND SURFACE ELEMENTS’ SYSTEMATIC
A.N LASTOCHKIN
Sum m a г у
Systematic is considered to be the stage of methodological development in geomorphology that goes after
classification. At the same time it is the first stage of systems approach in this field. Morphological system proposed
by author earlier has been modified without changes of its axiomatic system and language. Forth parameter was added
into its parametric form - plane curvature of land surface. Morphologically ulterior lines of maximum and minimum
gradients were excluded from the set of linear elements while the ridge and keel lines within the slope relief with
negative anisotropy was added. Therefore some significant corrections were made in the complete groups and in the
systematic of points and area elements.
20
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
JNb 1
январь-март
1998
ГЕОМОРФОЛОГИЯ И РОССЫПИ
УДК 551.4.07.550:81
© 1998 г. Г.А. ПОСТОЛЕНКО, Н.Г. ПАТЫК-КАРА
ПАЛЕОГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ РЕКОНСТРУКЦИИ ПРИ ПОИСКАХ
И ИЗУЧЕНИИ РОССЫПЕЙ
Подобно тому, как геолого-геоморфологические исследования для гидроэнергетиче¬
ского строительства сыграли решающую роль в развитии палеопотамологической
ветви геоморфологии, так в последние десятилетия изучение рельефа с целью поисков
россыпей обогатило геоморфологическую область знаний, значительно углубив
палеогеоморфологические представления и методы исследования.
Ценность россыпей как объектов палеогеоморфологического анализа определяется
целым рядом показателей. Велико минеральное разнообразие россыпей - более
30 видов. К числу россыпных принадлежат как тяжелые минералы, так и минералы не¬
высокой плотности, но устойчивые в условиях экзогенных преобразований, выдер¬
живающие перенос на значительные расстояния (до сотен км). Транспортировка и
сортировка таких полезных компонентов осуществляется широким спектром рельефо¬
образующих процессов - от склоновых до морских.
Значительный возрастной диапазон формирования и преобразования россыпей (до
2,5 млрд, лет) обусловливает соответствующие возможности хронологического изуче¬
ния палеообстановок формирования рельефа.
Не последнее значение для палеогеоморфологических выводов имеет детальность
фактических данных при россыпных исследованиях, а также точные привязки объек¬
тов, что обеспечивает изучение отложений как в вертикальном, так и в латеральном
направлениях и, что очень важно, их пространственное сопоставление.
И наконец, широкое распространение россыпных месторождений на всех континен¬
тах и континентальных окраинах, в горах и на равнинах позволяет выполнять
палеогеоморфологические реконструкции не только узко регионального, но и глобаль¬
ного характера, изучать механизмы рельефообразующих процессов, их эволюцию в
пространстве и времени, разрабатывать методологические аспекты и методы палео¬
геоморфологического анализа, вытекающие из специфики россыпей как объекта
исследований.
Далее мы рассмотрим различные существующие ныне аспекты применения палео¬
геоморфологического анализа и его результатов при изучении россыпей разных типов
и возрастов.
Степень унаследованности рельефа выступает в качестве одного из главных фак¬
торов, определяющих объем и характер палеогеоморфологических исследований.
Проистекает это из того, что пространственно-временные соотношения россыпей с
рельефом разнообразны: от весьма простых, когда геологическое тело, вмещающее
россыпь, соответствует форме рельефа, до весьма сложных, когда россыпные толщи
сохранились лишь в погребенном виде (реликтовые и ископаемые россыпи) и пред¬
21
ставляют собой лишь фрагменты исходных геологических тел. Последние отдалены от
форм современного рельефа длительной историей развития.
Наиболее простой случай, когда формы рельефа и образующие их отложения -
непосредственный коллектор россыпи. В этом варианте условия формирования россы¬
пей полностью тождественны условиям формирования рельефа. Поисковые проблемы
решаются с помощью простого геоморфологического анализа. К таким россыпям
относятся россыпи русел и пойм рек, склоновые, пляжевые россыпи, связанные с
современной волноприбойной зоной.
Более сложен набор методов и решаемых проблем при поисках погребенных рос¬
сыпей областей унаследованного развития, при котором сохраняется морфологическое
подобие рельефа, общая направленность развития геоморфологической системы, когда
отсутствовали крупные перестройки морфоструктурного плана и перестройки долинной
сети, сохранились в общих чертах области сноса и аккумуляции, а перемещения
береговых линий не приводили к кардинальным изменениям бассейнов аккумуляции.
Такой тип унаследованного развития охватывается относительно кратким интервалом
времени (четвертичный период, поздний кайнозой) и свойствен главным образом
денудационному рельефу горных стран.
В таких областях обычно располагаются россыпи ближнего сноса - платиновые, зо¬
лотые, оловянные, вольфрамовые, редкометальные.
В комплексе поисковых методов в этом случае основную роль играет геомор¬
фологический анализ в совокупности с методами изучения рыхлых отложений, имею¬
щий целью историко-генетическое, палеогеоморфологическое изучение рельефа,
дающее возможность проследить его поэтапную эволюцию на протяжении изучаемого
отрезка истории, а, соответственно, и поэтапное формирование и преобразование
россыпей. С этой целью должны быть решены следующие вопросы:
- пространственное положение и возраст древних поверхностей выравнивания и кор
выветривания;
- реконструкция эродированного объема горных пород;
- изучение строения долин: возраста и пространственного соотношения флюви-
альных форм и отложений; пространственного положения тальвегов разного возраста;
погребенного аллювия, его строения, возраста, пространственного положения и сте¬
пени сохранности;
- выявление внутридолинных и междолинных перестроек;
- изучение отложений и форм иного генезиса, таких, как ледниковые, карстовые и
др. и их пространственного положения и возраста;
- реконструкция горного оледенения и его роли в формировании и сохранении
россыпей.
Исследования подобного рода были проведены за последние несколько десятилетий
во многих горных регионах страны и увенчались успехами как в изучении истории
развития рельефа и россыпей, так и в разработке методов исследования указанных
проблем.
Изучение эволюции рельефа основывается на комплексе геоморфологических и
геологических методов, в основном, методов четвертичной геологии; наряду с непо¬
средственным анализом морфологии и морфометрии рельефа, морфоструктурным и
сравнительно-геоморфологическим анализом используются различные методы изуче¬
ния коррелятных отложений, такие, как палеонтологические, литолого-фациальные,
физические, позволяющие установить генезис и возраст отложений.
Поскольку отложения четвертичного покрова суши не образуют правильно на¬
пластованных толщ, а слагают разобщенные тела, находящиеся в сложных взаимоот¬
ношениях, чаще всего располагающиеся на разновысотных уровнях, очень важным
аспектом геоморфологического анализа является изучение и точное фиксирование
пространственного соотношения разновозрастных аллювиальных толщ в пределах
современных долин. Точные гипсометрические привязки разрезов обеспечиваются
поисково-разведочными россыпными работами. Именно эта база данных сыграла
22
решающую роль в понимании строения горных речных долин и, следовательно, исто¬
рии их развития. А это, в свою очередь, послужило основой для решения некоторых
дискуссионных проблем процесса россыпеобразования, а также для выработки гео¬
морфологических критериев определения местонахождения площадей, в разной степе¬
ни интересных для поисков.
Специфика исследований, а также новые геоморфологические данные способст¬
вовали разработке новых методических приемов. Так, минералогический анализ
используется не только для определения минералов-спутников, но и для генетического
и фациального расчленения рыхлых толщ, определения палеогеографических условий
их накопления, выявления возрастных особенностей накопления [1]. Разработаны спе¬
цифические методики, в которых большое внимание уделяется аутигенным минера¬
лам - чутким индикаторам физико-географической среды осадконакопления, а также
показателям, которые дают возможность судить о гидродинамическом режиме фор¬
мирования осадка, характере дезинтеграции пород в питающих провинциях, относи¬
тельных скоростях осадконакопления, генезисе осадков.
Существенно дополнен в методическом отношении геоморфологический анализ реч¬
ных долин [2]. Разработана методика построения и анализа поперечных и продольных
профилей долин, позволяющая реконструировать плановое и гипсометрическое по¬
ложение палеотальвегов, а также определять участки сохранности древнего аллювия.
Анализ полученных этим способом данных выявил интересные новые аспекты
механизма формирования речных долин. Кроме того, разработан комплекс визуальных
признаков наличия погребенного аллювия в долинах.
Данные морфоструктурного анализа, кроме известных аспектов применения, ис¬
пользуются также и для прогнозирования и коррекции фоновых данных о пространст¬
венном положении разновозрастных тальвегов. Устанавливаемые геоморфологические
аномалии в их положении сами по себе важны для поэтапного изучения неотекто-
нических движений, поэтому анализ пространственного соотношения разновозрастных
тальвегов с успехом может использоваться в качестве одного из методов морфо¬
структурных исследований.
Интересен и впервые полученный материал по истории развития склонов [3],
которые в процессе длительного переформирования речных долин существенно меняли
свою морфологию, состав и строение коррелятных отложений.
Существенный вклад внесен геоморфологами-поисковиками в методы геоморфо¬
логического картографирования [3, 4]. Разработаны типы общих карт, составляю¬
щихся в поисковых целях: морфоструктурной, геоморфологической, построенной по
историко-генетическому принципу (с изображением палеогеоморфологической и поиско¬
вой нагрузки), и прогнозно-оценочных карт. Масштабы карт от средних до крупных.
Новый тип - оценочные геоморфологические карты поискового назначения. Они так¬
же разные по масштабам и содержанию в зависимости от конкретных целей. Прогноз¬
ные карты крупных масштабов содержат конкретные рекомендуемые площади,
которые определены на основе соотношения реконструированной речной сети с совре¬
менным рельефом долин и оценки степени сохранности древнего рельефа. В качестве
фактического материала эти карты содержат геоморфологические критерии разной
степени благоприятности.
Заслуживает внимания способ графической характеристики на историко-генети¬
ческих общих геоморфологических картах погребенных долин разного возраста. Он
лает возможность картографическим методом установить те участки, где сохранились
фрагменты погребенного аллювия, что важно не только для поисковых целей, но и
понимания эволюции рельефа.
Существенный вклад в методику геоморфологических исследований внесли геомор¬
фологи, осуществлявшие поисково-россыпные исследования в областях древнего
вулканизма [4].
Оценивая результативность историко-генетического палеогеоморфологического
принципа изучения вмещающих россыпи толщ, следует отметить, что именно благода¬
23
ря возможности анализа последовательности формирования аллювия и россыпей
достигнуты серьезные результаты как в области познания истории развития рельефа,
так и в области общей геоморфологии, механизмов рельефо- и россыпеобразующих
процессов, а также в истории формирования и трансформации россыпей.
Достижения последних десятилетий в поисковых палеогеоморфологических иссле¬
дованиях горных районов относятся прежде всего к представлениям о строении и
истории развития рельефа этих регионов. К новым общегеоморфологическим знаниям
относятся данные о сложном строении речных долин различных горных регионов стра¬
ны. Сравнительный анализ этих данных дал возможность судить о закономерностях
формирования речных долин и цикловых террас. Установлено, что эрозионные циклы
обусловлены планетарными изменениями климата, вызывающими изменения ланд¬
шафтно-климатических условий развития рельефа и гидрологического режима пото¬
ков. Использование климатического ритма в качестве меры времени и характеристики
физико-географических условий развития рельефа выявило особенности механизма
формирования долин и флювиального процесса, изменения которого сказываются как
на строении аллювия, так и на его мощности [5]. В целом эти данные позволяют
определять фоновые для региона закономерности строения долин и степень их
обусловленности эндогенными и экзогенными факторами. Кроме того, убедительно
объясняются различия в строении террасовых рядов, установленные С.В. Лютцау,
зональностью проявления флювиального процесса.
Впервые осуществлялся анализ соотношения вертикального и планового положе¬
ния тальвегов разновозрастных эрозионных циклов. Установлено, что кроме прост¬
ранственного их соотношения факторами сохранности являются тектоническая
активность региона и размеры долин. Направленный на оценку степени сохранности в
продольном и поперечном разрезе долин разновозрастного аллювия, особенно погре¬
бенного, этот анализ внес вклад в понимание механизма формирования долин разного
размера.
Реконструкция положения палеотальвегов, направленная на поисковые цели, может
быть использована для восстановления поэтапной глубины расчленения рельефа.
Изучение отложений ледникового генезиса позволило продвинуться в изучении
оледенения многих горных стран, а также их влияния на формирование и сохранность
россыпей. Получены новые данные о количестве и масштабах оледенений.
Для речных долин регионов горного оледенения установлены [6] специфические
геоморфологические черты, часто весьма стертые, свидетельствующие об их гете¬
рогенном происхождении, а также областях развития отложений разного генезиса,
особенно озерно-ледниковых и озерных, погребающих древний аллювий и террасы.
Существенно скорректированы поисковые геоморфологические критерии, выработан¬
ные ранее для эрозионных горных долин. Появились более четкие представления о
роли ледников в формировании или преобразовании россыпей, а также поисковые
критерии для зон ледникового и гетерогенного рельефа.
Иной характер носят палеогеоморфологические реконструкции при изучении
ископаемых россыпей, формирование которых выходит за рамки геоморфологического
этапа развития Земли. В этом случае палеогеоморфологические реконструкции могут
быть доведены на основе россыпных данных (генезис, возраст, местоположение) до
реконструкции ископаемых геоморфологических формаций, следы которых часто пол¬
ностью отсутствуют в современном рельефе. Обеспечивается эта возможность тем,
что россыпные формации, представляющие собой совокупность морфогенетических
типов россыпей, сформировавшихся в определенных геоморфологических, ландшафт¬
но-климатических и тектонических условиях, отвечают в региональном плане гео¬
морфологическим формациям (в понимании Н.А. Флоренсова и О.А. Кашменской).
Изучение соотношений реликтовых и наложенных россыпных формаций позволяет
проследить эволюцию геоморфологических систем. В существовании определенных
эпох россыпеобразования со свойственными им макроформами палеорельефа, опре¬
деляющими распределение областей сноса и накопления, и характером литогенети-
24
Рис. 1. Палеогеоморфологические схемы правобережья р. Моркока на юго-восточном борту Тунгусской
синеклизы (участок "Дьюкунах"), по Родионову Н.Т. [8].
I - С2: / - плато, 2 - склоны плато, 3 - террасированные склоны и днище долины, 4 - русло; II - С2-у 3 -
скопление выветрелого обломочного материала в днище долины, 6 - сухие русла; III - Су 7 - дно долины,
” - реликты русла, 9 - бровка плато, 10 - унаследованный врез нового русла, 11 - конус выноса, 12 - нап¬
равление твердого стока по позднекарбоновой долине; IV - Су-Ру 13 - затопленные участки долин,
14 - низменное побережье, 15 - направление твердого стока в эпохи регрессии бассейна
ческих и литодинамических процессов, находит отражение эволюция рельефа крупных
структур земной коры.
Основная направленность этих реконструкций - выявление морфоструктур и тек¬
тонических движений, определявших в прошлом распределение областей сноса и акку¬
муляции, величину денудационного среза. Структурно-геоморфологические исследова¬
ния помогают решить следующие задачи: особенности размещения и вскрытия
коренных источников, их денудационный срез; тенденции развития и интенсивность
рельефообразующих процессов; особенности изменения палеотектонических обстано¬
вок рельефообразования. При этих исследованиях применяется весь комплекс методов
структурно-геоморфологического анализа, выработанных при геоморфологических и
геологических исследованиях. Примечательная особенность его применения в указан¬
ных исследованиях, имеющая значение для палеогеоморфологии, - возможность
выявлять поэтапное развитие морфоструктур и тектонических движений, опираю¬
щаяся на детальность литолого-фациальных, биостратиграфических данных. По гене¬
зису и фациальным характеристикам отложений выделяются зоны действия различных
рельефообразующих и седиментационных процессов - морских течений, их направ¬
лений, волноприбойных, эрозионных и иных процессов, выделяются зоны размыва и
25
Рис. 2. Мелкомасштабная палеогеоморфологическая реконструкция береговых линий аптского бассейна,
контролирующих размещение месторождений кварцевых песков и титано-циркониевых россыпей Липецко-
Скопинской зоны Русской равнины
/ - суша аккумулятивная (а) и денудационная (б); 2 - граница максимального распространения аптского
моря; 3 - граница моря и прибрежной равнины, периодически затапливавшейся морем; 4 - предполагаемые
фазы стабилизации береговой линии в регрессивную стадию (I—IV); 5 - мелководья и острова; 6 -
аккумулятивные формы; 7 - направление морских течений; 8 - направление потока наносов; 9 - россыпные
проявления (а) и месторождения (б)
аккумуляции и т.д. Строятся серии геологических профилей, поэтапных литолого¬
фациальных и морфоструктурных карт. Итоговыми являются палеогеоморфологи-
ческие карты определенных этапов, на которых области аккумуляции реконструи¬
руются с максимальной детальностью с целью выяснения направлений перемещения
наносов и поэтапных изменений обстановки на этих площадях.
Подобные палеогеоморфологические исследования охватывают длительный воз¬
растной диапазон и применяются при изучении россыпей, приуроченных к осадочному
чехлу платформ. Это мезозойские и кайнозойские титано-циркониевые россыпи
Русской платформы, палеозойские редкометальные россыпи Сибирской платформы,
золотые и касситеритовые россыпи молодых эпимезозойских платформ (Приморские
низменности северо-востока страны, Индонезия) и т.д. При этом чрезвычайно разно¬
образен как генетический, так и возрастной набор их, что обеспечивает широкие
возможности палеогеоморфологических исследований.
26
Различные детальность и территориальный охват россыпных исследований обес¬
печивают разные виды реконструкций, которые могут быть осуществлены как на
локальном, так и региональном уровнях.
Например, Н.Т. Родионовым и Л.И. Макась [8] выделено 8 этапов образования
рельефа юго-восточного борта Тунгусской синеклизы на правобережье р. Моркока в
результате анализа образования россыпи гранатов "Дьюкунах" в пределах реликта
крупной среднекарбоновой реки (рис. 1). Только в течение первых трех этапов долина
была выражена в рельефе. Детальность реконструкции - участок россыпи изучен
выработками по сети 200 х 200 (100) м. Карты погребенного рельефа имеют сечение
горизонталей на площади съемки 10 м, а на участке россыпи - 2,5 м.
Пример региональных палеогеоморфологических реконструкций - изучение груп¬
пы прибрежно-морских титан-циркониевых россыпей эоцен-олигоценового возраста
Орлиногорско-Обуховского россыпного района в северном обрамлении Кокчетавской
глыбы [9]. Современный рельеф титан-циркониевых россыпей Обуховской группы
представляет собой слаборасчлененную равнину в зоне перехода денудационной
поверхности древнего пенеплена в аккумулятивную поверхность пластовой равнины.
Россыпи эоцен-олигоценового возраста формировались в прибрежно-морской обста¬
новке. На основе применения структурно-тектонического и морфоструктурного ана¬
лиза существенно уточнены палеогеоморфологическая обстановка и условия лока¬
лизации различных участков россыпи: выявлены береговые зоны терригенных бас¬
сейнов, обрамлявших на разных этапах массивы древней суши (рис. 2). Выяснено
также, что формирование россыпей происходило сингенетично в условиях перестроек
структурного плана территории в начале неотектонического этапа. Благодаря уче¬
ту морфоструктурного фактора установлено местоположение трех береговых линий
трансгрессивно-регрессивных серий, в конечном итоге определивших морфологию,
локализацию и сохранность разновозрастных рудных залежей. Определено направ¬
ление вдольберегового потока наносов на едином в литодинамическом отношении
участке береговой зоны. Многопластовость залежей, их характерное кулисообразное
размещение связаны с частичной перестройкой береговой линии от трансгрессии к
трансгрессии.
Другой пример площадных реконструкций такого рода представлен на рисунке 3,
где показаны (фрагмент) распределение суши и моря и другие геоморфологические
элементы в россыпном узле Липецко-Скопинской зоны Русской равнины на время
аптской (нижний мел) регрессии.
Следует отметить опыт изучения россыпей, формирование которых отделено от
современного этапа развития рельефа крупными кардинальными структурно-тектони¬
ческими перестройками, обусловившими деформации и метаморфизм металлоносных
осадков (девонские россыпи Тимана, мезозойские россыпи конгломератов Забайкалья и
т.д.). Полиминеральная девонская россыпь Ичет-Ю на Среднем Тимане вмещается
горизонтом конгломератов и гравелитов в основании базальной толщи трансгрессивной
серии высокозрелых терригенных формаций нижних горизонтов платформенного чехла
Русской равнины [10]. Россыпь имеет сложный, но в основном стратиформный ха¬
рактер. Продуктивный горизонт залегает с размывом на корах выветривания бай¬
кальского складчатого фундамента, на фрагментарно сохранившихся отложениях
низов платформенного чехла среднедевонского и нижнеордовикского возраста. Про¬
дуктивный горизонт и подстилающие его породы обнажены в современном рельефе в
обрывах неглубоких речных долин в зоне северного крыла обширного выступа
байкальского фундамента и к северу от него в ядрах брахиантиклинальных поднятий в
поле девонских отложений. За пределами этих структур горизонт полого погружается
на 50-100 и более м.
Сложно построенная россыпь представляет собой, как установлено А.А. Кон-
стантиновским с коллегами, генетически сложное образование, сформировавшееся в
два этапа. Первичное накопление минералов происходило в аллювиально-пролювиаль¬
ных отложениях на поверхности осушенной дельты и в последующем испытало допол-
27
Рис. 3. Палеогеоморфологическая схема Обуховского поля в раннечеганское время (поздний эоцен) (составлена Н.Г. Патык-Кара по данным Кокчетавской ГРЭ)
1 - низкоэнергетические обстановки зоны спорадического слабого волнового воздействия с накоплением глинистых песков; 2 - относительно высокоэнергетические
обстановки зоны систематического волнового воздействия, с накоплением тонкозернистых песков; 3 — дельта; 4 — дельтовые рукава, 5 — граница дельты, 6 —
предполагаемое положение береговой линии; 7 - аккумулятивные тела, вмещающие рудные залежи; а - богатые, б - бедные; 8 - абразионные платформы; 9 - выступы
складчатого основания с развитой корой выветривания; 10 — граница участков пострудного размыва продуктивных отложений, а - в среднечеганское время, б — в
постчеганское время; II- дочеганская долина; 12 - разрывные нарушения, выраженные в рельефе; 13 - предполагаемое первоначальное положение рудных залежей на
участках размыва
нительную концентрацию в прибрежной зоне трансгрессировавшего моря. Первый
этап осуществлялся в условиях общего поднятия территории, сопровождавшегося
эрозионной деятельностью. Ему соответствуют нижние прерывисто развитые части
горизонта - отложения эпохи перерыва в осадконакоплении. Эти отложения имеют
нормально аллювиальное строение, а разобщенные эрозионные врезы - глубину 0,5-
1,5 м и ширину до 10 м. Второй этап формирования россыпи связан с медленным
опусканием территории, сопровождавшимся малоамплитудными подвижками по сбро¬
сам. С опусканием связаны начало морской трансгрессии в раннефранское время и
формирование верхней части продуктивного горизонта. В ходе медленной трансгрессии
происходил длительный перемыв континентальных рудоносных отложений эпохи
перерыва и постепенное обогащение накапливавшихся гравийно-галечных морских
отложений россыпными минералами. Эта часть продуктивного горизонта имеет сплош¬
ное распространение на значительной площади и лучшую окатанность и сортировку
гравийно-галечного материала.
Комплекс примененных методов позволил авторам получить самую разнообразную
палеоинформацию - от местоположения и минералогической специализации питающей
области с разноудаленными источниками питающих минералов до скоростей эрозион¬
ных потоков и направления вдольберегового потока наносов.
На основе россыпных исследований возможны и такие палеогеоморфологические
реконструкции, в которых рассматривается в историческом аспекте развитие какого-
либо геоморфологического компонента ландшафта. Примером может служить изуче¬
ние древнего карста с позиций его россыпной минерагении [11], в котором обобщение
данных по продуктивным карстовым полостям разного рода вышло на уровень
представлений об эпохах и условиях формирования карста.
В итоге следует отметить, что изучение россыпей, представляющих собой объект
палеогеоморфологического изучения, поставляет неоценимый для исторической гео¬
морфологии материал, причем из него можно черпать данные не только для реконст¬
рукций истории развития рельефа, но и для изучения рельефообразующих процессов в
исторической развертке их функционирования в иных, по сравнению с современными,
условиях. В свою очередь, роль палеогеографических исследований велика не только
при собственно поисках и разведке россыпей. Они сыграли определяющую роль при
решении многих дискуссионных проблем теории россыпеобразования, при рассмотрении
которых были необходимы данные о возрасте и пространственной последовательности
формирования вмещающих толщ. В настоящее время еще больше возрастает роль
палеогеоморфологических исследований при поисках россыпей в связи с широким
внедрением скважинной технологии добычи и вовлечением в отработку глубоко
залегающих россыпей.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Словарь по геологии россыпей. М: Недра, 1985. 198 с.
2. Колосова Г.И.. Ананьева Э.Г. Методика геоморфологического анализа рыхлых отложений для
палеогеоморфологических построений (на примере Северо-Востока СССР) // Геоморфология. 1974. № 4.
С. 26-35.
3. Ананьев Г.С., Пиотровский М.В., Постоленко Г.А. Картографирование при поисках и прогнозе
россыпных месторождений разного происхождения // Геоморфологическое картографирование для
народнохозяйственных целей. М.: Изд-во МГУ, 1987. С. 58-75.
4. Ананьев Г.С., Ананьева Э.Г., Бодрова О.В. и др. Геоморфологический анализ областей древнего
вулканизма (на примере северного Приохотья). Владивосток, 1988. 236 с.
5. Постоленко Г.А. Палеогеографические и палеогеоморфологические критерии стратиграфического
расчленения четвертичного аллювия // Бюл. Комиссии по изучению четвертичного периода. 1990. № 59.
С. 39-47.
6. Постоленко Г.А. Поисково-геоморфологическая оценка гетерогенных долин горно-ледниковых регионов
// Программа "Университеты России". Геология. Ч. 1. М., 1993. С. 317-322.
7. Патык-Кара Н.Г. Россыпные формации и их значение для типизации металлоносных площадей //
Литология и полезные ископаемые. 1980. № 2. С. 49-60.
29
8. Родионов Н.Т., Макась Л.И. Об этапах формирования одной из древнейших россыпей Якутии (опыт
палеогеоморфологического анализа) // Геология и геофизика. 1984. № 5. С. 107-111.
9. Патык-Кара Н.Г., Колодочко В.И. Палеоструктурные условия формирования титано-циркониевых
россыпей Обуховской группы (Северный Казахстан) // Геология рудных месторождений. 1994. Т. 36.
№ 1. С. 57-67.
10. Константиновский А.А., Цаплин А.Е. Условия концентрации золота в девонских конгломератах Тимана
// Тр. ЦНИГРИ. 1988. Вып. 227. С. 30-35.
11. Древний карст и его россыпная минерагения. М: Наука, 1985, 175 с.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет, 20.08.95
ИГЕМ РАН
PALEOGEOMORPHOLOGICAL RECONSTRUCTIONS AND PLACERS’ PROSPECTING
G.A. POSTOLENKO, N.G. PATYK-KARA
Sum m a г у
Applications of paleogeomorphological analysis are reviewed. Investigations of origin and reformation of the placers
as well as stages of relief development were predominant during last decades. Among them morphostructural researches,
study of river network and slope evolution are of great importance. Principles of prognostic-evaluation maps have been
developed. While studying an ancient placers which origin dates to pre-geomorphological epoch the tectonic
movements of that time may be revealed.
УДК 551.4:550.81(571.6)
© 1998 г. C.A. ЛЕБЕДЕВ, E.B. ЛЕБЕДЕВА
ЭВОЛЮЦИЯ РЕЛЬЕФА И ФОРМИРОВАНИЕ РОССЫПЕЙ
(на примере юго-западного Приохотья)1
Россыпеобразование - сложный процесс, изучение которого требует учета многих
факторов. Непременной предпосылкой формирования россыпей служит соответствую¬
щая металлогеническая обстановка. Но в зависимости от палеогеографических усло¬
вий коренные источники одних и тех же формаций и типов могут выступать и как
россыпеобразующие, и как не дающие россыпей. В ряду этих условий рельефу при¬
надлежит важнейшая роль. Характер его эволюции определяет пространственные
изменения величин денудационного среза, многие закономерности образования и раз¬
мещения флювиальных форм, с которыми связана большая часть россыпей, продук¬
тивность аллювия разных этапов развития долинной сети, а также условия сохранения
и преобразования россыпей. Ниже, на примере юго-западного Приохотья, включаю¬
щего неоднородные в геоструктурном отношении участки земной коры (юго-вос¬
точный фланг Сибирской платформы, разновозрастные складчатые области), рассмот¬
рим прежде всего палеогеоморфологические предпосылки россыпеобразования. Основ¬
ная наша задача - оценить роль разных этапов развития рельефа в процессе россы¬
пеобразования, который протекал на рассматриваемой территории по меньшей мере
первые несколько десятков миллионов лет.
Результаты изучения различных элементов рельефа, литолого-минералогические
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (код проекта 95-05-15112а).
30
характеристики коррелятных толщ, их относительные и абсолютные датировки и пр.,
рассмотрены авторами в целом ряде работ. Восстановление основных черт эволю¬
ции рельефа основывается главным образом на приведенном в них фактическом
материале.
Во второй половине палеогена (конец эоцена-олигоцена) в юго-западном Приохотье
в условиях относительного тектонического покоя и климата, близкого к тропическому,
преобладал выровненный рельеф с корами выветривания каолинового состава [1-5].
Начало планации в пределах неоднородных в геоструктурном отношении территорий
приходится на разные отрезки позднего мела и первой половины палеогена. Это обус¬
ловило различия в длительности существования региональной поверхности выравни¬
вания и характере ее рельефа в границах разных геоструктурных элементов. Дефор¬
мации и расчленение поверхности выравнивания связаны с активизацией тектони¬
ческих движений к концу олигоцена - началу миоцена и довольно близки по времени в
разных частях территории. Наряду с остаточными корами выветривания, в пределах
поверхности выравнивания встречаются продукты их переотложения, представленные
преимущественно флювиальными образованиями (аллювиальными, аллювиально-про¬
лювиальными, озерно-аллювиальными), которые датируются палеогеном и ранним
неогеном. Так, в южной части региона, в бассейне р. Бол. Иска, устанавливается до¬
статочно определенный временной интервал формирования поверхности выравни¬
вания. По флористическим остаткам из древних флювиальных отложений (абс. высоты
около 400 м) возраст последних определен как олигоценовый. Поверхность вырав¬
нивания здесь местами распространена на эоценовых вулканитах кузнецовской свиты
»абс. возраст - 56 млн. лет), а на отдельных участках ее фрагменты, фиксированные
корой выветривания, перекрываются покровами более молодых базальтов - абс.
возраст 27 млн. лет [3].
На фоне слабодифференцированного, близкого к равнинному рельефа, когда преоб¬
ладали широкие корытообразные долины, а водотоки были перегружены тонким обло¬
мочным материалом, существовали, однако, отдельные тектонически более активные
участки, на которых сохранялся мелкосопочный низкогорный рельеф. Отложения
формировались в спокойных гидродинамических условиях озер и водотоков равнинного
типа при обильном поступлении продуктов выветривания со склонов и водоразделов.
Неоген - период высокой тектонической активности территории. Однако тектони¬
ческие движения имели прерывистый характер. В раннем - среднем миоцене при
сохранении обширных фрагментов равнинного рельефа увеличивается его дифферен¬
циация, а площадь низкогорных массивов возрастает. Осадки формируются в условиях
потоков равнинного и полугорного типов, подпрудных озерно-аллювиальных бассей¬
нов. У подножий воздымающихся структур идет образование аллювиально-пролю¬
виальных шлейфов. В раннем плиоцене преобладает низкогорный слаборасчлененный
рельеф с фрагментами равнинного. По периферии хребтов на границе с придепрес-
сионными зонами (прибортовые части Ул-Лонгарийской, Нижнеамурской, Лантаро-Не-
муйской, У декой и др. депрессий) происходило формирование локальных поверхностей
выравнивания с маломощными корами выветривания преимущественно монтморилло-
нитового состава [2, 5-7].
Коренная перестройка рельефа территории - формирование близкого современному
низко-среднегорного рельефа - произошла в среднем - начале позднего плиоцена, о
чем свидетельствует тот факт, что, начиная со второй половины позднего плиоцена и
в плейстоцене, осадки исследуемой территории приобретают принципиальные отличия
от более древних рыхлых образований. Это уже преимущественно грубые галечно¬
валунные отложения с песчано-гравийным заполнителем, формировавшиеся потоками
полугорного и горного типа, и ледниковые образования. К концу эпохи активизации
тектонических движений глубина врезания долинной сети на отдельных участках
составила сотни метров.
Тенденцию огрубления состава осадков, наметившуюся после олигоцена, нельзя
связывать только лишь с изменениями климата. Об этом говорят наблюдения в сов¬
31
ременных сезонновлажных тропических областях Юго-Восточной Азии [8]. Здесь на
участках активного врезания рек (средне- и низкогорные районы) происходит резкое
сокращение мощности выветрелых пород на склонах, и аллювий обогащен грубым
материалом (гравий, галька, иногда валуны).
Третий этап охватывает конец плиоцена и плейстоцен. В этот период на фоне не¬
которого снижения темпов поднятия и уменьшения дифференцированности тектони¬
ческих движений происходила неоднократная смена процессов врезания речной сети
процессами аккумуляции рыхлых отложений в долинах. Причем глубина врезания в
разные эпохи данного этапа, как правило, мало отличалась (метры, иногда первые
десятки метров). Величина аккумуляции колебалась в значительных пределах и дости¬
гала 100-120 м. Подобная смена в направленности развития речных долин вела к
сокращению площади междуречий и расширению эрозионных вырезов. Прогрессирую¬
щее похолодание климата способствовало развитию оледенения на севере территории
и усилению роли физического выветривания. В развитии долин выделяются три
основных подэтапа: 1) позднеплиоцен-раннеплейстоценовый, 2) средне плейстоценовый,
3) средне-позднеплейстоценовый.
В позднем плиоцене глубина вреза долин в целом была близка современной. На
протяжении этого этапа происходило неоднократное чередование эпох углубления и
выполнения долин, обусловленное как климатическими причинами - чередованием
сухих и влажных периодов, так и тектоникой. Мощность толщ выполнения превышала
40-60 м и в некоторых районах, по-видимому, достигала 100-120 м [9]. Преобладало
аллювиальное осадконакопление в условиях динамически активных потоков полутор¬
ного и горного типов, которое продолжалось и в начале раннего плейстоцена (Q\).
Данные о залегании верхнеплиоцен-нижнеплейстоценовых осадков близ современно¬
го уреза рек получены по бассейнам рек Немуй, Лантарь, Ул Орельский и др. В
долине р. Таймень верхнеплиоценовые отложения установлены в нескольких метрах
выше уреза реки; их абсолютные датировки (здесь и далее приведены результаты
радиотермолюминесцентного (РТЛ) анализа, проведенного О.А. Куликовым) соста¬
вили 980±200 тыс. лет [10]. Особый интерес представляет факт залегания аллювиаль¬
ного горизонта, отнесенного по палинологическим данным к верхам плиоцена (что
подтверждается и результатами работ С.В. Денисова), в пределах древнего фрагмен¬
та сравнительно узкой горной долины р. Нигай, которая располагается субпараллельно
береговой линии моря. В результате морской абразии нижний отрезок долины Нигая,
впадавшего ранее в р. Лантарь, был отчленен от основной ее части (рис. 1). В
настоящее время р. Нигай впадает непосредственно в море в 1,5-2 км к северу от
устья р. Лантарь, а днище брошенной долины возвышается над уровнем моря на
20-25 м. Плиоценовый аллювий залегает в ней под осадками среднего и позднего
1 4 1
плейстоцена (Qu и бц-бш), имея превышение над современным урезом Нигая от 2 до
5 м [11]. Особенности геоморфологического положения древнего аллювия свидетельст¬
вуют о том, что глубина эрозионного вреза к концу плиоцена практически не уступала
глубине современной долины. После этапа аккумуляции и последующего частичного
размыва толщ выполнения в долине происходило накопление аллювия в среднем и
начале позднего плейстоцена. Отчленение нижней части долины Нигая абразией могло
произойти в этот этап (в ходе аккумуляции) или во второй половине позднего плейсто¬
цена, когда эрозионный врез достиг уровня залегания осадков, формировавшихся в
самом начале позднего плейстоцена (бш). Долина Нигая - типичная горная долина.
Процессы углубления и выполнения происходили в ней согласно с общей картиной
развития долинных систем рассматриваемой территории и не отражают каких-то ло¬
кальных особенностей тектонического режима.
Довольно протяженная сеть погребенных эрозионных врезов установлена буровыми
работами Аяно-Майской экспедиции в бассейне Джаны (левый приток р. Уды).
Мощность осадков во врезах достигает 20-30 м, они опробованы Т.С. Хорошиловой
по скважине глубиной 8,4 м. Нижняя часть толщи мощностью до 1 м по палинологи-
32
Рис. 1. Геоморфологическое положение и строение фрагмента древней долины р. Нигай
1 - низкогорный рельеф междуречий; 2 - современные долины; 3 - фрагменты древних долин: а -
сохранившиеся, б - уничтоженные абразией; 4 - направление стока: а - современного, б - древнего; 5 - по¬
ложение изученных разрезов; 6 - положение профилей; 7 - коренные породы; 8 - пески; 9 - галечники;
10 - валунно-галечные отложения; 11- склоновые отложения; 12 - возраст рыхлых отложений
ческим данным (здесь и далее определения и интерпретация И.А. Каревской) отнесена
к фрагменту теплой эпохи не моложе раннего плейстоцена. Осадки, лежащие выше
7,4 м, сформировались в позднем плейстоцене и подстилают пойменные отложения.
В системе р. Алдан древние аллювиальные толщи достаточно полно изучены в
результате работ Дальневосточной партии МГУ в бассейне руч. Курун-Урях, притока
р. Иоткан. Мощность рыхлых отложений в системе погребенных врезов составляет от
7 до 16-18 м. Они опробованы Г.А. Шубиным на глубину 15,6 м по одной из скважин,
превышение устья которой над поймой 1-1,5 м. Осадки датируются переходным
периодом от конца плиоцена к началу плейстоцена. Полученные спорово-пыльцевые
спектры отражают этап ксерофитизации в развитии растительного покрова и хорошо
сопоставляются со спектрами, характеризующими толщу кантагских галечников в
бассейне р. Ул Орельский (левобережье низовьев Амура). Возраст последних составил
728+180 тыс. лет [10].
К плиоцен-раннечетвертичному времени по палинологическим данным отнесены
также галечники, выполняющие погребенный врез руч. Кулибина (лев. приток Ула
Орельского). Днище этого вреза располагается всего на несколько метров выше сов¬
ременного уреза указанного водотока. Древние осадки, абсолютная датировка кото¬
рых составила около 1 млн. лет, установлены также вблизи уреза р. Лонгарь к юго-
западу от залива Рейнеке. Верхнеплиоценовые отложения установлены и палинологи-
чески охарактеризованы в долине р. Колчанка, дренирующей в своем верхнем течении
известное месторождение Белая Гора. Здесь они залегают вблизи уреза реки, что
также подтверждает представление о значительном врезании речной сети к концу
плиоцена. Абсолютный возраст их по результатам РТЛ анализа образцов, отобранных
из разных горизонтов, составил 12501300 и 9801250 тыс. лет.
В начале среднего плейстоцена (би) в более теплых климатических условиях, чем
современные, на обширных площадях в верхних звеньях речной сети продолжался раз¬
мыв кор выветривания, ледниковых отложений, аллювия и других рыхлых образо¬
ваний. В нижних и средних звеньях речной сети шла быстрая разгрузка и аккумуляция
перемещенного разнородного материала, которая распространялась вверх по долинам.
2 Геоморфология, № 1 33
Полученные характеристики вещественного состава и строения толщ свидетельст¬
вуют о том, что, несмотря на большую водность, обусловленную влажностью климата
(о чем позволяют судить особенности палиноспектров), потоки были перегружены
обломочным материалом и отличались значительной мутностью. Гидродинамический
режим был бурным и нестабильным, в целом же условия осадконакопления близки к
аллювиально-пролювиальным [12]. Мощность толщ выполнения достигала 30-70 м, а
в Удской депрессии и более. Впоследствии эти аккумулятивные толщи на большей
части территории подверглись уничтожению и сохранились лишь на участках плано¬
вого несовпадения разновозрастных врезов.
Аллювий среднеплейстоценового этапа врезания (<2П) изучен фрагментарно и фик¬
сируется в речных долинах на относительных отметках от первых метров до 10-30 м
(долины рек Немуй, Мутэ, Иктанда, Ул Орельский и др.). В бассейне р. Ул Орельский
он установлен в основании разреза рыхлых отложений 15-20-метровой террасы
руч. Лев. Ул, а также предполагается в пределах крупной сквозной долины Ула в
районе урочища Озерная Падь. Во время последовавшей затем аккумуляции Ул поки¬
нул Озерную Падь и занял свое современное положение [13]. Базальные, приплоти-
ковые горизонты среднеплейстоценового аллювия могут залегать и значительно ниже.
В частности, в долине руч. Курун-Урях они вскрываются в интервале глубин 4,5-12 м
ниже современного днища долины.
4
Похолодание в конце среднего плейстоцена (<2П) привело к понижению местной
снеговой границы и вызвало образование ледников на высоких междуречьях хребтов
Джугджур, Геран, Прибрежный и др. Достоверно установлено существование в Запад¬
ном Приохотье трех этапов оледенения. Ледники полупокровного алданского оледе-
4
нения (<2п) покрывали большую часть водоразделов хр. Джугджур, выходили в Лан-
таро-Немуйскую депрессию и на шельф. На внутриконтинентальном (западном) скло¬
не хребта протяженность и мощность ледников была еще более значительной. На¬
копление ледникового материала шло на сниженных водоразделах, у подножья хреб¬
тов в речных долинах. Мощность ледниковых осадков в долинах нередко достигала
25-40 м [4, 14].
Горно-долинные оледенения позднего плейстоцена имели более скромные масшта¬
бы, что было обусловлено возросшей континентальностью климата. Каровые и тро-
2
говые ледники муниканского оледенения (Qni) располагались преимущественно в пре¬
делах хребтов с выходом лишь отдельных языков к их подножью. Следы селитканс-
4
кого оледенения (<2Ш) сохранились только в осевых частях хребтов. Однако эти оле¬
денения оказали существенное влияние на характер и состав верхнеплейстоценового
2-3 3-4
аллювия: 10-12- и 3-6-метровые и надпойменные террасы (соответственно Qш и Qm
возраста) сложены в различной степени перемытым ледниковым материалом.
О величине аккумуляции во внеледниковых районах в конце среднего и начале
позднего плейстоцена на данном этапе исследований можно лишь сказать, что она
была не менее первых десятков метров. Глубина же последнего врезания речной сети
в позднем плейстоцене и голоцене не намного превысила глубину более древних
врезов, а в пределах некоторых морфоструктур еще не достигла их днищ (бассейны
Джаны, Курун-Уряха и др.).
На отдельных участках, отличавшихся малоамплитудными тектоническими дви¬
жениями, наблюдается залегание примерно на одном и том же уровне (разница - пер¬
вые метры) и вложение друг в друга разновозрастных пачек аллювия, соответ¬
ствующих различным этапам врезания. Подобные ситуации отмечены, например, для
долин восточного побережья залива Николая, где относительные и абсолютные
датировки аллювия позволили выявить очень узкий интервал глубин врезания речной
сети в разные этапы плейстоцена [15].
В тектонически более активных районах территории с конца плиоцена и в
плейстоцене глубины врезания рек в разные этапы в большинстве случаев сравни-
34
тельно мало отличались друг от друга - на первые десятки метров. Отсюда следует,
что увеличение объемов эрозионных врезов происходило в плейстоцене главным
образом за счет сужения междуречий. Наибольшее расширение долин наблюдается на
участках планового несовпадения (полного или частичного) разновозрастных врезов.
При соответствующих металлогенических предпосылках от характера внутридолин-
ных перестроек зависели условия локализации россыпей и их продуктивность. Ал¬
лювиальные россыпи отличаются наибольшей компактностью и богатством при
совмещении разновозрастных врезов, т.е. при унаследованном развитии долин. Но
надо учитывать, что пространственная разобщенность россыпей может наблюдаться и
при плановом совпадении контуров разновозрастных врезов, когда более древние
врезы занимают и наиболее низкое гипсометрическое положение. В этом случае рос¬
сыпи разных этапов врезания разобщены по вертикали (например, в бассейне р. Джа¬
ны и на ряде других участков).
Подчеркнем основные моменты в истории развития рельефа рассматриваемой
территории, в конечном итоге определившие его современный облик и во многом -
условия формирования россыпей. Образование субаэральной эрозионно-денудационной
поверхности выравнивания в палеогене и в первой половине миоцена явилось как бы
исходным этапом морфогенеза в кайнозое. В неогене под воздействием дифференци¬
рованных тектонических движений оформились основные морфоструктуры района.
В пределах положительных морфоструктур поверхность выравнивания испытала глу¬
бокое и интенсивное расчленение. В границах депрессий и части акватории Охотского
моря она была опущена и перекрыта континентальными и морскими осадками. В
плейстоцене наметилась определенная консолидация положительных и отрицательных
морфоструктур, вызвавшая врезание речной сети также на площади ряда депрессий -
Лантаро-Немуйской, Ул-Лонгарийской, Сивукской (Тывлинской) и др. Однако общие
поднятия на фоне снижения дифференцированности тектонических движений не были
значительными, а временами даже сменялись опусканиями. Оледенения внесли ослож¬
нения в общий ход развития рельефа и придали ему на отдельных участках аль-
пинотипный облик. Во время сопровождающих их морских регрессий осушались об¬
ширные участки шельфа, разобщенные речные системы Охотского побережья объе¬
динялись. Низкогорья Шантарских островов в это время соединялись с материком.
В некоторых, ныне затопленных эрозионных врезах (вблизи восточного побережья за¬
лива Николая и др.), происходило формирование россыпей.
Полученные результаты палеогеоморфологических реконструкций позволяют
выделить временные интервалы, когда формировались наиболее продуктивные толщи
рыхлых отложений, а также промежуточные коллекторы с малым содержанием ме¬
талла.
В олигоценовый этап регионального выравнивания процессы корообразования и
интенсивное химическое выветривание способствовали высвобождению полезного ком¬
понента из вмещающих пород и подготовке его к процессу россыпеобразования. В
неогеновый этап расчленения происходили концентрация и перенос полезного компо¬
нента из кор выветривания в аллювиальные отложения. В плиоцене в зонах, пере¬
ходных от впадин к горным сооружениям, при соответствующих металлогенических
предпосылках складывались благоприятные геоморфологические условия для россыпе¬
образования - формирование локальных поверхностей выравнивания с корами вывет¬
ривания монтмориллонитового и гидрослюдистого состава, выполаживание продольных
профилей рек, находившихся в стадии динамического равновесия, формирование
перстративных пойм и аллювия нормальной мощности и пр. Анализ пространственного
размещения россыпей позволил выявить тяготение большей их части именно к таким
зонам. При расчленении локальных уровней и втягивании краевых частей впадин в
поднятии происходило расширение зон россыпеобразования в направлении аккуму¬
лятивных равнин.
Неоднократное чередование эпох врезания рек и выполнения долин в позднеплио-
цен-четвертичное время создало благоприятную ситуацию для дальнейшего форми-
Т
35
Рис. 2. Морфология золота из современных пляжевых отложений
рования и обогащения россыпей. Однако накопление мощных толщ выполнения
разных этапов аккумуляции Q\\2) не способствовало высокой концентрации по¬
лезного компонента в осадках, они явились лишь промежуточным коллектором метал¬
ла. Оледенение конца среднего плейстоцена также привело к разубоживанию продук¬
тивных толщ. В границах среднегорных массивов, являвшихся центрами оледенения,
активно проявились процессы экзарации и как результат - уничтожение россыпей.
Морфология и характер проанализированных нами золотин свидетельствуют о том,
что значительное содержание металла в верхнеплейстоценовых и голоценовых отло¬
жениях, наряду с поступлением из коренных источников, во многих случаях обуслов¬
лено размывом и переотложением его из более древних золотоносных толщ - миоцен -
плиоценового, позднеплиоценового и среднеплейстоценового возраста.
Физические свойства золота - мягкость, ковкость, пластичность, а также способ¬
ность к образованию поверхностных пленок делают его одним из самых информа¬
тивных компонентов россыпей. Морфология и морфометрия частиц этого металла,
характер поверхности зерен позволяют лучше, нежели по особенностям строения
других элементов минералогического спектра, восстановить историю формирования
россыпей.
Для примера приведем результаты анализа металла из современной пляжевой
россыпи, которая располагается вблизи уступа размываемой морем II надпойменной
террасы р. Киран в приустьевой части р. Луктак. Преобладает мелкий металл (по
классификации Ю.А. Билибина [16]). Окатаны зерна хорошо (преимущественно
III класс), коэффициент окатанности - 2,76. Золотины в основном лепешковидной
формы, реже пластинчатые и комковато-лепешковидные; некоторые имеют сложную
комковато-дендритовидную форму (рис. 2). Края многих зерен загнуты, закатаны и
завальцованы, некоторые золотины несколько раз сложены, смяты и вновь окатаны.
Около половины зерен имеют ямчатую и мелкоямчатую поверхность, иногда на них
отмечается свежая штриховка и царапины. На многих зернах в углублениях сохра¬
нились следы красноватой и бурой пленки гидроокислов железа с примесью марганца,
а на поверхности - глинистые пленки и примазки палевого, иногда белесовато-пале¬
вого цвета.
Анализ золотин из приплотикового горизонта II надпойменной террасы, размывае-
2-3
мой морем ((2ш - палинологические определения Э.А. Румянцевой), показал (рис. 3),
что металл здесь аналогичен описанному выше (рис. 2), однако до 60% поверхности
36
зерен покрыто железо-марганцевыми (преимущественно в углублениях) и глинистыми
пленками. Свежих царапин и штриховки нет.
В пределах исследуемой территории новообразованные окислы и гидроокислы же¬
леза и марганца отмечаются в разрезах кор выветривания палеоген-неогенового воз¬
раста и в меньшей степени - в мощных (более 40 м) толщах подигекетических осадков
среднечетвертичного возраста (245-340±80 тыс. лет), формировавшихся в результате
Рис 3. Золото из приплотикового горизонта II надпойменной террасы
р. Киран
1 - глинистые примазки светло-бежевого цвета. 2 - следы железо-марган¬
цевой рубашки
переотложения более древних аллювиальных и элювиальных образований и в на¬
стоящее время размываемых р. Киран в 4-5 км выше по течению от устья. Сла¬
бая золотоносность этих отложений известна. Все это позволяет считать, что дан¬
ные толщи были промежуточным коллектором металла современной пляжевой рос¬
сыпи.
Характер поверхности золотин (закатанные и завальцованные края, окатанные,
сложенные в несколько раз и вновь окатанные пластины) и особенности сохранности
пленок гидроокислов железа у марганца (у пляжевых отложений - лишь в углуб¬
лениях, а у зерен из приплотикового горизонта террасы - на значительной части
поверхности) позволяет четко восстановить по крайней мере следующие этапы
транспортировки металла и формирования пляжевой россыпи; а) разрушение корен¬
ного источника и транспортировка металла со значительной обработкой (окатыва¬
нием); б) захоронение и гипергенез с образованием железо-марганцевых пленок; в) пе-
реотложение в осадки толщи промежуточного коллектора среднеплейстоценового
возраста; г) переотложение металла с частичным уничтожением Fe-Mn-пленок в при-
плотиковую часть II надпойменной террасы, формирование белесых глинистых пленок
при разрушении зерен минералов в холодных условиях позднего плейстоцена при
частых переходах температуры через 0°С; д) вынос материала на пляж при разру¬
шении террасы морем и частичное уничтожение белесых глинистых и бурых железо¬
марганцевых пленок.
Результаты анализа золотин из рассмотренной выше россыпи, так же как и данные
по некоторым другим россыпям, позволяют, хотя и на качественном уровне, говорить,
что значительная часть металла прошла сложный и длительный путь миграции после
разрушения коренных источников. Зачастую продолжительность этого процесса охва¬
тывает отрезок времени от эпохи корообразования и начала расчленения поверхности
выравнивания до накопления частиц металла в современных осадках. Неоднократ¬
ность эрозионно-аккумулятивных циклов вела к более полному освобождению золота
от вмещающих пород. При переотложении пластинчатые золотины приобрели ком-
ковидную форму и, следовательно, увеличивалась их гидравлическая крупность. В ре-
37
Рис. 4. Схема соотношения разновозраст¬
ных врезов и связанных с ними россыпей на
левобережье р. У л Орельский
Эрозионные врезы и россыпи: 1 - ран¬
неплейстоценовые, 2 - среднеплейстоце¬
новые, 3 - позднеплейстоценовые; 4 -
междуречья; 5 - участки подсчета запасов
в россыпях
зультате этого возникала возможность для на¬
копления в пластовых россыпях частиц металла
размером менее 0,25 и даже ОД мм.
Возникает вопрос, какова же хотя бы отно¬
сительная доля различных этапов развития релье¬
фа в поступлении полезного компонента в рос¬
сыпи?
Наши утверждения о большом значении глу¬
бокого химического выветривания в процессе вы¬
свобождения полезного компонента из вмещаю¬
щих образований и заключения о том, что ко¬
ренные источники золота в олигоценовую эпоху
корообразования были уже вскрыты, кроме общих
теоретических рассуждений, базируются на дан¬
ных, которые получены непосредственно на
местонахождениях остаточных кор выветривания.
Наиболее интересны результаты изучения пло¬
щадной коры выветривания вблизи Сивукской
депрессии. На участке ее распространения в вер¬
ховьях руч. Бол. Тисс кора выветривания вскрыта
небольшими водотоками на глубину до 3 м и
прослежена в разных направлениях вдоль этих
водотоков на сотни метров. В стенках каньоно¬
образных эрозионных врезов можно наблюдать,
что глинистые образования (гидрослюды, каоли¬
нит) белесого, светло-желтого, иногда оранжевого
и красноватого цвета местами сохранили струк¬
турно-текстурные особенности коренных пород
(глинистые сланцы). Встречаются также жильные образования, в той или иной степе¬
ни затронутые выветриванием. Фрагменты кварцевых прожилков имеют причудли¬
вые очертания, отражающие форму их залегания во вмещающих породах. В трудно-
промываемых глинах коры выветривания удалось установить только единичные
неокатанные золотины. В то же время, в русле водотока (в ’’щетке" выветре-
лых сланцев), размывающего кору выветривания, содержания золота достигли нес¬
кольких десятков граммов на 1 м3. Здесь встречены золотины (до 6-8 мм) как рудного
облика, так и хорошо окатанные. Если источником первых послужила кора вы¬
ветривания, то вторые, очевидно, - результат перемыва древних галечников, кото¬
рые слоем в 0,5-1 м местами перекрывают кору выветривания в верховьях водо¬
тока.
Для оценки содержания полезного компонента в аллювии эрозионных врезов раз¬
ного возраста на участках как их пространственного совмещения, так и рассредото¬
чения нами [17] проводился подсчет запасов на одном из россыпных месторождений
золота в бассейне Ула Орельского (рис. 4). Результаты подсчетов показали, что в
разных блоках отношение запасов в раннеплейстоценовом врезе к запасам в сов¬
мещенном средне-позднеплейстоценовом врезе изменяется от 1:1 до 1,5:1, запасов
среднеплейстоценового вреза к запасам позднеплейстоцен-голоценового вреза - до 5:1,
запасов раннеплейстоценового вреза к запасам совмещенного (ранне-, средне-поздне-
плейстоценового вреза от 1:2 до 1:7. Приведенные соотношения показывают, что
раннеплейстоценовый врез отличается большей продуктивностью аллювия по срав¬
нению с пространственно обособленными врезами более поздних этапов, максималь¬
ные же концентрации металла отмечаются на участках унаследованного развития
долин (при нарастании глубины врезания во времени), на которых эрозионные врезы и
россыпи всех этапов оказались пространственно совмещенными. Все это находится в
соответствии с приведенными выше фактами, свидетельствующими о том, что уже в
38
начале плейстоцена глубина долин была близка современной и, следовательно, в них
были переработаны основные объемы металлоносных пород. Формирование же более
молодых россыпей в плейстоцене шло в основном за счет преобразования поздне-
плиоцен-раннеплейстоценовых россыпей. Меньшую долю полезного компонента в
россыпи дали за этот отрезок времени коренные источники. За счет последних
промышленные россыпи в плейстоцене могли сформироваться только при условии
размыва исключительно богатых горизонтов рудных тел, соответствующих довольно
узкому интервалу величин денудационного среза.
Выводы
1. Во второй половине палеогена в юго-западном Приохотье существовала по¬
верхность выравнивания с корой химического выветривания, которая уже включала
продукты разрушения коренных источников россыпей. Высокие значения содержаний
полезного компонента в коре выветривания подтверждаются опробованием ее сохра¬
нившихся фрагментов. О роли кор выветривания в питании аллювиальных россыпей
косвенно говорят и следы гипергенных изменений на поверхности частиц золота из
молодых россыпей.
2. В течение неогена речные долины испытали наибольшее углубление. Расчле¬
нение поверхности выравнивания в разных частях территории, однако, протекало
крайне неравномерно. На многих участках, особенно вблизи зон опускания, она еще
длительное время занимала положение, близкое к исходному. В неогене эрозией были
переработаны основные объемы горных пород и сформировались богатые аллювиаль¬
ные россыпи, которые послужили главным источником поступления полезного ком¬
понента в плиоценовую долинную сеть. В связи с этим остатки неогеновых долин
представляются весьма перспективными объектами на обнаружение россыпей. Наибо¬
лее благоприятные условия для их сохранения сложились в границах депрессий (Ул-
Лонгарийской, Амуро-Амгуньской, Сивукской, Удаской и др.), где они перекрыты
плейстоценовыми осадками.
3. В плейстоцене происходило выполнение долин мощными толщами рыхлых от¬
ложений (десятки метров) с последующим врезанием и размывом аккумулятивных
образований, что вело к расширению эрозионных врезов и сужению междуречий. Этот
процесс проявился не только в нижних и средних, но местами и в верхних звеньях
долинной сети. В зависимости от морфоструктурной обстановки могли изменяться
масштабы аккумуляции и врезания. В глубоких горных долинах подобное развитие
отличалось значительной плановой унаследованностью, вследствие чего следы прош¬
лых стадий эволюции долин сохранились крайне фрагментарно. На участках же рас¬
пространения сниженных междуречий, и особенно вблизи депрессий, реки (на по¬
следних стадиях процесса аккумуляции) получили большие возможности для изменения
своего положения в плане, поэтому новые эрозионные врезы могли в разной степени
не совпадать с предшествующими. Протяженные отрезки речных долин, выполненные
древним аллювием, как мы видели, сохранились на левобережье р. У л Орельский и в
некоторых других районах юго-западного Приохотья.
В плейстоцене практически не увеличилась глубина вскрытия коренных источников.
Их разрушение происходило в том же высотном интервале, что и в неогене. Основным
источником питания россыпей были доплейстоценовые аллювиальные толщи. На
участках пространственной рассредоточенности плейстоценовых врезов наличие
непромышленных россыпных проявлений в контурах пойм может служить признаком,
указывающим на возможность обнаружения более богатых россыпей в стороне от
современных днищ долин, в местах локализации древних врезов.
4. В развитии рельефа юго-западного Приохотья можно выделить три крупных
этапа. Роль каждого из них в зависимости от характера проявления процессов мор-
фолитогенеза была существенно различной для россыпеобразования.
Первый этап - вторая половина палеогена - начало неогена: преобладание про¬
39
цессов глубокого химического выветривания, порообразования и активного высво¬
бождения частиц полезного компонента.
Второй этап - большая часть неогена; интенсивное эрозионное расчленение, пе¬
ремыв продуктов гипергенеза, увеличение глубины вскрытия рудных тел на сотни
метров, формирование россыпей, включивших в себя основной объем полезного
компонента.
Третий этап - плейстоцен-голоцен: чередование эпох выполнения долин рыхлым
материалом с эпохами размыва аккумулятивных толщ, расширение эрозионных врезов
без существенного увеличения глубины вскрытия рудных тел (первые десятки мет¬
ров), преобладание процессов преобразования ранее сформировавшихся россыпей.
Таким образом, в указанные этапы происходила реализация различных сторон
процесса россыпеобразования (высвобождение полезного компонента, формирование
россыпей разного генезиса, их трансформация и пр,), однако в определенные этапы те
или иные составляющие этого процесса преобладали.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Скотаренко В.В. Новейшая тектоника Учуро-Майского района и некоторые вопросы анализа формы
склонов: Автореф. дис. ... канд. геогр, наук. М,; Ин-т географии АН СССР, 1968. 25 с.
2. Чемеков Ю.Ф. Западное Приохотье. М.: Наука, 1975. 123 с.
3. Лебедев С.А. Поверхности выравнивания в рельефа Нижнего Приамурья. М., 1980. 14 с. - Деп. в
ВИНИТИ 16.09.80, № 4072-80.
4. Воскресенский С.С., Лебедев С А. Этапы и пространственно-временное соотношение горообразования и
выравнивания в мезозоидах Дальнего Востока // Проблемы геоморфологии гор. М,: Наука, 1984.
С. 133-138.
5. Лебедева Е В. История развития рельефа и неоген-четвертичные отложения Западного Приохотья:
Автореф. дис. ... канд. геогр. наук. М,: МГУ, 1991, 28 е.
6. Кадетов О,К., Лебедев С.А,, Сокольский AM,, Шубин ГА. Локальные поверхности выравнивания в
Приамурье // Региональная геоморфология районов нового освоения. М.: Изд-во Моек, филиала ГО
СССР, 1979. С. 21-27.
7. Вирина Е.И., Каревская И.А., Лебедева Е.В., Свитон А.А. Неогеновые отложения восточного склона
хребта Джугджур (Западное Приохотье). М., 1990. 13 с.— Деп. в ВИНИТИ 28.И.90, № 5966.
8. Лебедев С.А. Условия формирования и размещения россыпей в активизированных структурах юго-
западного фланга Южно-Китайской платформы // VIII совещание по геологии россыпей. Киев: Научн.
совет по рудообразованию АН СССР, 1987. С. 23-25.
9. 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.
10. Куликов О.А., Лебедев С.А., Лебедева Е.В. Опыт применения радиотермолюминесцентного метода при
реконструкции истории развития рельефа Дальнего Востока // Палеогеографические исследования на
Дальнем Востоке. Владивосток; ДВО АН СССР, 1987. С. 37-49.
11. Каревская И.А ,Лебедева Е.В., Бредихин А.В. Корреляция рыхлых отложений и развитие речных долин
Западного Приохотья в среднем плейстоцене // Проблемы геоморфологической корреляции. М.: Наука,
1989, С, 135-144.
12. Лебедева Е.В., Каревская И,А., Куликов О,А., Полякова Е.И. Киранская толща среднего плейстоцена
Западного Приохотья // Изв. АН СССР. Сер. геолог, 1990, № 7. С. 150-152.
13. Лебедев С.А. Основные черты эволюции Ул-Лонгарийской депрессии в неоген-четвертичное время //
Развитие природной среды в плейстоцене. Владивосток: ТИГ ДВО АН СССР, 1981. С. 57-63.
14. Хорошилова Т.С., Воскресенский С.С. Строение и история развития речных долин северо-западного
склона хр. Джугджур // Вести. МГУ. Сер. V. География. 1983. № 6. С. 43-47.
15. Воскресенский С.С,, Лебедев С А. Геоморфологические условия формирования долин в юго-западном
Приохотье (на примере восточного побережья залива Николая) // Вестн. МГУ. Сер. V, География. № 6.
С, 51-58.
16. Билибин Ю А. Основы геологии россыпей. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 471 с.
17. Лебедев С.А. К оценке продуктивности аллювия эрозионных врезов разного возраста // Программа
"Университеты России": Направление II: Геология. Ч. I. М.: Изд-во Моек, ун-та, 1993. С. 311-316.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет, 20,08.95
Ин-т географии РАН
40
RELIEF EVOLUTION AND FORMATION OF PLACERS (WITH SPECIAL REFERENCE
TO SOUTH-EASTERN PRIOKHOTYE)
S.A. LEBEDEV, E.V. LEBEDEVA
During Oligocene stage of regional planation the releasing of minerals from the host rock took place. During
Neogene stage of dissection the transportation of metal from crust of weathering and its concentrating in alluvial
deposits happened. Repeated interchanges of planation and dissection of land surface in Late Pliocene - Quaternary time
led to rise and enrichment of placers. Early-Pleistocene epoch of cutting has more productive alluvium than later
epochs; maximum ore concentration exists in the areas where placers of different age are overlapped. Morphology of
gold in the recent placers indicates that significant part of metal have migrated long distance after the primary source
had been destroyed.
УДК 551.4.07(517.3)
Ф 1998 г. В.Ф. ШУВАЛОВ, Т.В. НИКОЛАЕВА
ПАЛЕОГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ ПРИ ПОИСКАХ
И ИЗУЧЕНИИ РОССЫПНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЗОЛОТА
(на примере Южной и Центральной Монголии)
Палеогеоморфологические исследования играют ведущую роль при поисках и
разведке россыпных месторождений. Основываются они на геоморфологических,
палеотектонических, литолого-фациальных, стратиграфических, палеонтологических,
радиологических и других широко известных методах. Часто они сопровождаются
палеогеографическими построениями, представляющими собой итог использования
указанных выше методов.
В качестве примеров широкого использования палеогеоморфологических исследова¬
ний при поисках россыпного золота можно привести районы Алтанулинского и Замар-
ского месторождений, расположенных соответственно в Южной и Центральной
Монголии.
Первый из указанных районов находится на юго-западе Монголии в зоне современ¬
ных субширотно ориентированных поднятий (хребтов) Алан-Улы и Нэмэгэту, входя¬
щих в систему хребтов Гобийского Тянь-Шаня [1, 2]. Наличие здесь золотоносных
россыпей известно еще с конца прошлого столетия [3]. Не исключено, что и название
горы Алтан-Ала связано именно с наличием здесь золотоносных отложений, ибо в
переводе с монгольского ”Алтан-Ула” означает ’’Золотая гора”. Китайские старатели
добывали здесь золото еще в начале нынешнего века [3, 4].
Наши исследования в данном районе насчитывают более двух десятков лет.
Однако отложениями, связанными с россыпным золотом, и вообще проблемой золото¬
носности Заалтайской Гоби мы занялись вплотную с 1983 г. При этом ключевым
районом ее, несомненно, являлся Алтанулинский. В 1983 г. В.Ф. Шуваловым,
А.Е. Шабаловским, Е.В. Девяткиным и Н.Я. Болотовой был проведен анализ распо¬
ложения старательских выработок (шурфы, выемки и др.) в районе горы Алтан-Ула
и хр. Нэмэгэту, позволивший сделать однозначный вывод о том, что подавляющая их
часть пройдена в слабосцементированных красноцветных валунно-галечных конгло¬
мератах, выходы которых обычно приурочены к периферии горных поднятий, в
центральных частях сложенных сильнометаморфизованными палеозойскими образова¬
ниями. Расположение горных выработок, наряду с результатами опробования конгло¬
мератов на золото, проведенного А.Е. Шабаловским и позднее Т. Семейханом, дают
основание считать, что именно эти конгломераты и служили главными объектами
41
добычи россыпного золота. Некоторая часть выемок обнаружена в сероцвет¬
ных рыхлых отложениях сухих русел - сайров и на низких террасах этих сайров, про¬
резающих предгорья Алтан-Улы. При этом удалось установить, что повышен¬
ные содержания золота в этих сероцветных четвертичных отложениях наблюдают¬
ся лишь на участках, где сайры пересекают красноцветные конгломераты, из которых
золото главным образом, видимо, в них и поступало. Однако до последнего време¬
ни возраст конгломератов был невыясненным. Лишь в 1987 г. В.Ф. Шуваловым в
толще указанных красноцветных конгломератов были найдены костные остатки дино¬
завра Arstonosaurus sp. (определение С.М. Курзанова), доказывающие принадлеж¬
ность вмещающих их отложений к низам верхнего мела, точнее, баинширэинской
свиты [4]. Одновременно остатки раннемеловых рыб, насекомых, остракод и конхо-
страк были обнаружены в подстилающих данные конгломераты нижнемеловых
отложениях [5].
В отличие от последних, характеризующихся довольно крутыми (до 30-40° и более)
углами падения, золотоносные верхнемеловые конгломераты, равно как и перекрыва¬
ющие их отложения, лежат либо горизонтально, либо со слабым (до 5°) уклоном в
стороны близрасположенных впадин (Нэмэгэтинской с юга и Бугинцавской с севера).
Золотоносным красноцветным конгломератам присуща хорошая окатанность обломоч¬
ного материала, представленного "местными” палеозойскими породами (граниты,
известняки, эффузивы, кремнистые породы, яшмы, кварц и др.) и песчано-гравелито-
глинистый ожелезненный цемент. Среди обломочного материала преобладают хорошо
окатанные валуны и галька, несомненно речного генезиса. Пространственное распро¬
странение конгломератов ограничено сравнительно узкой субширотной полосой (от 0,5
до 6 км), протягивающейся с запада на восток-юго-восток от северной и западной
оконечностей горы Алтан-Ула до юго-западного подножия хр. Нэмэгэту примерно на
30 км. При этом сами выходы базальных конгломератов верхнего мела в пределах
полосы редки и невелики по площади. Наиболее значительные из них (до нескольких
сотен квадратных метров) расположены в верховьях сайров Тормхон и Зостын (север¬
ный склон горы Алтан-Ула) и северо-восточнее горы Бом-Хух-Ула (юго-западное
подножие хр. Нэмэгэту). Верхнемеловые конгломераты резко несогласно залегают на
сильнометаморфизованных палеозойских образованиях, реже на вышеотмеченных
дислоцированных отложениях нижнего мела. Мощности золотоносных конгломератов
колеблются от 2-3 до 12-15 м, что, видимо, связано с разными мощностями водной
массы потоков, откладывающих их во впадине близ подножий гор.
В рельефе предгорий выходы верхнемеловых золотоносных конгломератов образу¬
ют серию приступков или террасовидных узких ступеней, отделенных друг от друга
разломами с небольшой амплитудой смещения вдоль них (до 10—12 м). Разломы типа
взбросов имеют молодой, вероятнее всего четвертичный возраст, субширотное про¬
стирание и образовались в результате новейших поднятий Нэмэгэту и Алтан-Ула.
Учитывая "местный характер" и крупность обломочного материала конгломератов,
можно предположить довольно значительные потоки, отлагавшие валуны и гальку
этих конгломератов, равно как и существование самих горных поднятий на месте
Алтан-Улы и Нэмэгэту в начале позднего мела. Что касается предположения некото¬
рых исследователей о широком площадном распространении базальных верхнемело¬
вых конгломератов по всей территории Заалтайской Гоби и экзотическом характере
отдельных галек, нам, в свете сказанного выше, это предположение кажется мало¬
вероятным. В то же время мы не исключаем большой роли размыва региональной
коры выветривания предпозднемелового времени при формировании золотоносных
конгломератов, в том числе и в районе поднятий Алтан-Ула и Нэмэгэту. Очевидно,
подобная ситуация в Заалтайской Гоби могла существовать в районах горы Онгон-
Улан-Ула и хр. Эдрэнгийн-Нуру, где развиты золотоносные отложения аналогичных
возраста и типа [4, 6]. На основе этого можно предположить, что рельеф как областей
сноса, так и особенно прилегающих к ним впадин был в начале позднего мела сущест¬
венно снивелирован, хотя в областях поднятий он был еще достаточно контрастен, и
42
здесь существовали сравнительно крупные реки, переносившие больших размеров
гальку и даже валуны, наряду с более мелкими обломками.
Климат этой эпохи не был намного гумиднее по сравнению с позднемеловым вре¬
менем, когда в Нэмэгэтинской, Бугинцавской и других соседних впадинах существо¬
вали крупные озерные бассейны в условиях аридного жаркого климата [7-9 и др.].
Позднее (в середине и конце позднего мела) поднятия Алтан-Ула и Нэмэгэту выгля¬
дели небольшими и слабоприподнятыми островами суши среди обширных озерных
бассейнов прилегающих впадин [10, 11].
Восстановление гидросети начала позднего мела на территории Заалтайской Гоби и
Алтанулинского района представляется в свете имеющегося материала плохораз¬
решимой задачей. Это связано и с тем, что в рассматриваемых районах верхнемело¬
вые золотоносные отложения почти сплошным чехлом (как в центральных частях
впадин, так и на их флангах) перекрыты более поздними верхнемеловыми отложения¬
ми сантон-кампанского и маастрихтского возраста [7-9, 12], а также палеогеновыми и
четвертичными отложениями. Повсеместного развития базальных горизонтов верх¬
него мела в Заалтайской Гоби не было, так как более поздние отложения нередко
резко несогласно перекрывают и палеозой, и нижний мел, что нами неоднократно
наблюдалось в данном районе и во многих других местах Южной и Юго-Западной
Монголии. Следовательно, можно говорить лишь об очаговом распространении в
данных регионах Монголии золотоносных образований, как коренных, так и россып¬
ных, что, однако, не противоречит сделанному выводу о возможности выделения здесь
новой перспективной золотоносной провинции [4].
Второй из указанных районов расположен в Центральной Монголии, в нижнем
течении р. Толы, к западу от Замарского хребта. В отличие от Алтанулинского района
пустынной Южной Гоби, Замарский район находится в степной полосе (имеются даже
отдельные "острова" леса в Замарском хребте).
По последним данным [13, 14], основные россыпи золота приурочены здесь к
миоцен-плиоценовым и четвертичным отложениям долины Толы и некоторых ее
притоков; коренные источники золота находятся в хр. Замар, непосредственно к
восток-юго-востоку от долины р. Толы. Важно также подчеркнуть, что золотоносны
здесь и некоторые мезозойские толщи, в частности, красноцветные нижнемеловые и
нижне-среднеюрские (?), являющиеся промежуточными коллекторами россыпного
золота. Хотя золотоносность последних и невелика, они являются важным источником
поступления россыпного золота в молодые отложения. Вследствие указанного пред¬
ставляется, что наиболее перспективными и масштабными по запасам являются
именно плиоценовые и четвертичные отложения в долине Толы на участках развития
мезозойских золотоносных пород, которые они здесь перекрывают (рисунок), что и
доказывается поисково-разведочными работами Тольской геолого-разведочной партии
(ТГРП).
Все вышеуказанные выводы удалось сделать благодаря широкому кругу палеогео-
морфологических исследований, проведенных в данном районе с 1982 по 1989 гг., а
также по результатам, полученным ТГРП в ходе проходки буровых скважин, канаво-
шурфовочных работ на различных участках района и детального опробования разно¬
возрастных пород на золото.
Одним из важнейших результатов исследований было установление структурно¬
тектонического положения золотоносных пород и их стратиграфического положения в
общем разрезе мезозоя - кайнозоя Монголии.
Было доказано, что наиболее древними из мезозойских отложений являются
чрезвычайно плотные сероцветные конгломераты, гравелиты и песчаники, обнажаю¬
щиеся как по левому берегу р. Толы, так и на правом ее берегу, близ поселка ТГРП и
южнее р. Тосонгил-Гол (правый приток р. Толы, в 15 км северо-восточнее поселка).
Толща этих отложений, условно отнесенных нами к нижней-средней юре (?), резко
несогласно залегает на заведомо палеозойских и протерозойско-палеозойских (?) обра¬
зованиях. Северо-западнее моста через Толу (в 700 м к северо-востоку от горы Хара-
43
Схематическая карта распространения мезозойских и кайнозойских отложений части района нижнего
течения р. Толы (ниже впадения в нее р. Харуухин-Гол). Центральная Монголия
I - сероцветные четвертичные отложения (песок, супесь, щебень, глина и др.); 2 - красноцветные неогено¬
вые (плиоценовые) отложения (галечники, пески, суглинки, глины, обломки, щебень); 3 - миоценовые пла¬
то - базальты; 4 - нижний мел (баррем-апт-альб). Угленосные песчаники, пески, глины, конгломераты;
5 - нижний мел (?). Красноцветные конгломераты, конглобрекчии, щебнистые глины, гравелиты, песчаники;
6 - нижнемеловые базальты и андезитобазальты; 7 - нижняя-средняя юра (?). Плотные сероцветные
конгломераты, гравелиты, песчаники; 8 - метаморфизованные палеозойские образования (сланцы, песчани¬
ки, гравелиты, местами с кварцевыми жилами и др.); 9 - элементы залегания пород (азимуты и углы
падения); 10 - разрывные тектонические нарушения; 11 - вершины горных возвышенностей; 12 - мост через
р. Толу; 13 - поселок Тольской ГРП; 14 - направление движения водных потоков в реках; 15 - места
находок ископаемой фауны; 16- места находок ископаемой флоры
Тологой) конгломераты этой толщи с угловым и азимутальным несогласием залегают
на сильнометаморфизованных песчаниках и сланцах палеозоя. Углы падения в рас¬
сматриваемой толще составляют 10-20° к юго-востоку. Такими же углами падения, но
в противоположную сторону, характеризуются подобные отложения на противо¬
положном берегу Толы. В целом толща плотных сероцветных конгломератов, гравели¬
тов и песчаников, мощностью до 250 м, формирует периферийные части одной круп¬
ной структуры, простирающейся в северо-восточном направлении через весь Тольский
район (рисунок). Хотя в песчаниковых прослоях этой толщи и обнаружены отдельные
остатки флоры, последние остались не определенными, и поэтому у нас нет твердого
убеждения в ее юрском возрасте; тем более, что в ней не отмечено и признаков угле¬
44
носности, весьма характерной для нижне-среднеюрских свит хамархубуринского гори¬
зонта Монголии [9]. В связи с отмеченным, мы не исключаем и более древнего, воз¬
можно, пермо-триасового ее возраста.
Несомненно более молодыми являются красноцветные, преимущественно грубо¬
обломочные отложения, резко несогласно перекрывающие все более древние образо¬
вания, включая вышеописанные. Местами в них отмечаются маломощные (до КЗ-
15 м) межпластовые горизонты покровных базальтов (чаще всего в низах толщи). На
левом берегу Толы, против поселка ТГРГТ, красноцветная толща с угловым несогла¬
сием перекрывает условно нижне-среднеюрскую толщу и с угловым и азимутальным
несогласием палеозойские образования. Углы падения в красноцветах составляют до
10-12° к юго-востоку. Противоположные углы падения в них отмечаются на правом
берегу Толы, т.е. породы этой толщи как бы вложены в более древнюю (./j_2?) струк¬
туру северо-восточного простирания. В отличие от явно речных отложений нижне¬
среднеюрского (?) возраста, обломочный материал которых, как правило, хорошо
окатан, красноцветная толща представлена конгломератами и конглобрекчиями с
прослоями щебнистых глин и песчаников пролювиального и аллювиально-пролювиаль¬
ного генезиса с различной степенью окатанности обломочного материала. Органичес¬
ких остатков в толще не установлено. Однако в низах ее, восточнее поселка ТГРП,
обнаружены базальтовые прослои, радиологический (К-Аг) возраст которых состав¬
ляет 102±7 млн. л. Сходные базальты в районе р. Тосонгил-Гол, по определению
М.М. Аракелянц (ИГЕМ РАН), дали возраст 122 млн. л. [13].
Еще более молодыми являются нестроцветные и сероцветные, местами угленосные
песчано-глинисто-конгломератовые отложения, перекрывающие описанные выше
красноцветы. В них нами найдены многочисленные остатки ископаемых моллюсков и
остракод баррем-апт-альбского возраста. С подстилающей толщей эти отложения
нередко связаны постепенными переходами, что свидетельствует о близости их воз¬
раста [13]. Совместно с подстилающими красноцветами нижнего мела (?) и сероцвета-
ми нижней-средней юры (?) данные отложения формируют крупную структуру типа
грабен-синклинали, вытянутую с юго-запада на северо-восток, частично использован¬
ную современной долиной р. Толы (рисунок), которая пересекает эту структуру под
углом до 20-30° (в районе горы Угумур-Ула, к северу от этой горы и южнее впадения
в Толу реки Харуухин-Гол).
Более молодые, кайнозойские отложения, преимущественно аллювиального или
аллювиально-пролювиального генезиса связаны с современной долиной Толы и долина¬
ми ее притоков. Среди них по ряду признаков [6] выделяются верхнемиоценовые
желтовато-серые галечники и гравийники небольшой мощности (первые метры),
встречающиеся по правым притокам Толы - ручьям Хайляст, Баян-Гол и в некоторых
других местах, а также перекрывающие их красноцветы (галечники, пески, глины
и др.) плиоценового возраста, мощностью до 20-30 м, чаще меньшей. Последние раз¬
виты более широко как в указанных, так и во многих других местах долины р. Толы,
в том числе и юго-восточнее впадения в нее р. Харуухин-Гол. При этом в последнем
месте отчетливо видно, как плиоценовые рыхлые красноцветы прислонены к распо¬
ложенному западнее плато, абсолютный возраст базальтов которого 14±3 млн. л [14],
т.е. миоценовый. Проведенные нами палеотектонические, геоморфологические и стра¬
тиграфические наблюдения свидетельствуют о том, что миоценовые базальтовые
плато сформировались раньше, чем возникла врезанная в них долина р. Толы. Это
вполне согласуется с данными Е.В. Девяткина [6], который считает, что долины Толы
и других крупных рек Центральной и Северной Монголии оформились в конце мио¬
цена - плиоцене, причем главным образом, вероятно, в плиоцене.
Следует подчеркнуть, что как миоценовые базальты (мощность их до 20-25 м), так
и более молодые кайнозойские осадочные породы залегают либо горизонтально, либо
со слабым уклоном (до 3-5°) к центру указанной впадины или к руслам рек, в первую
очередь к руслу Толы.
Четвертичные отложения данного района развиты в основном в центральной части
45
долины Толы, вдоль ее русла и на низких террасах, а также в долинах ее притоков
(русловые и террасовые отложения). Представлены они песками, супесями, гравийни-
ками, галечниками, мощностью до 10-12 м. В приустьевых частях "сухих" логов,
впадающих в долину Толы и ее притоков, в составе обломочного материала четвер¬
тичных отложений нередко присутствуют щебень, реже глыбы палеозойских пород,
размером до 1-1,5 м в поперечнике.
Четвертичные, в том числе и современные отложения подчеркивают своим распро¬
странением существующую ныне речную сеть, ее рисунок, который существенно
отличен от мезозойского. В то же время мезозойская структура Тольской впадины в
центральной части района несомненно использована современной долиной Толы, и
здесь кайнозойское россыпеобразование наложено на мезозойское, что определяет
повышенную перспективность молодых отложений на этом участке.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Мурзаев Э.М. Монгольская Народная Республика. Физико-географическое описание. М.: Географгиз,
1952. 472 с.
2. Маринов Н.А. Стратиграфия Монгольской Народной Республики. М.: Изд-во АН СССР, 1957. 268 с.
3. Геология Монгольской Народной Республики. М.: Недра, 1977. Т. 3. 703 с.
4. Шувалов В.Ф., Девяткин Е.В., Семейхан Т. О возрасте золотоносных конгломератов Заалтайской Гоби
(Монголия) //Докл. АН СССР. 1991. Т. 320. № 5. С. 1207-1211.
5. Шувалов В.Ф. Верхнеюрские (?) и неокомские отложения в Заалтайской Гоби (Монголия) // Стратигра¬
фия. Геологическая корреляция. 1993. Т. 1. № 3. С. 76-81.
6. Девяткин Е.В., Семейхан Т., Шувалов В.Ф. Стратиграфические уровни и генетические типы россыпей в
мезозое и кайнозое Монголии // VIII совещание по геологии россыпей. Тез. докл. Киев, 1987. С. 144-145.
7. Мартинсон Г.Г., Сонава А.В., Барсболд Р. О стратиграфическом расчленении верхнемеловых отложе¬
ний Монголии //Докл. АН СССР. 1969. Т. 189. № 5. С. 1081-1084.
8. Шувалов В.Ф., Чхиквадзе В.М. Новые данные о позднемеловых черепахах Южной Монголии // Иско¬
паемая фауна и флора Монголии / Тр. ССМПЭ. Вып. 2. М.: Наука, 1975. С. 214-229.
9. Шувалов В.Ф. Палеогеография и история развития озерных систем Монголии в юрское и меловое
время//Мезозойские озерные бассейны Монголии. Л.: Наука, 1982. С. 18-80.
10. Верзилин Н.Н. Генезис верхнемеловых отложений Южной Монголии на основе тафономических наблю¬
дений // Вести. ЛГУ. 1978. № 12. С. 7-13.
11. Верзилин Н.Н. Основные особенности осадконакопления на территории Южной Монголии в позднемело¬
вую эпоху // Вести. ЛГУ. 1980. № 6. С. 18-27.
12. Шувалов В.Ф., Станкевич Е.С. Позднемеловые остракоды и стратиграфия Байшинцавского района
Юго-Восточной Монголии // Фауна, флора и биостратиграфия мезозоя и кайнозоя Монголии / Тр.
ССМПЭ. Вып. 4. М.: Наука, 1977. С. 127-136.
13. Шувалов В.Ф., Верзилин Н.Н., Неуструева И.Ю., Николаева Т.В. К стратиграфии мезозоя и кайнозоя
Замарского района Центральной Монголии // Вести. СПбГУ. 1993. Вып. 1 (№ 7). С. 10-15.
14. Шувалов В.Ф., Николаева Т.В. О возрасте и геоморфологическом положении кайнозойских плато-
базальтов в Центральной, Северной и Юго-Восточной Монголии // Вести. ЛГУ. 1989. Вып. 3 (№ 21).
С. 102-106.
Санкт-Петербургский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 20.08.95
PALEOGEOMORPHOLOGICAL RESEARCHES IN PROSPECTING AND INVESTIGATION
OF GOLD-FIELDS (SOUTHERN AND CENTRAL MONGOLIA)
V.F. SHOUVALOV, T.V. NIKOLAYEVA
Summary
Paleogeomorphological analysis of gold fields in the Southern and Central Mongolia has proved the areas of
overlapping of Mz and Kz placers to be quite productive. The sites of recent valleys and Cretaceous red pudding rock
intersection belong to this type. The pattern of recent drainage network significantly differs from that of Mezosoic time.
46
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
No 1
январь-март
1998
НАУЧНЫЕ СООБЩЕНИЯ
УДК 551.435.16
© 1998 г. Г.П. БУТАКОВ, А.П. ДЕДКОВ
ЭРОЗИЯ ВРЕМЕННЫХ РУСЛОВЫХ ПОТОКОВ В УМЕРЕННОМ
ПОЯСЕ ЕВРОПЫ В ПЛЕЙСТОЦЕНЕ И ГОЛОЦЕНЕ
Во внеледниковой зоне Европы эрозия временных русловых потоков проявлялась во все
эпохи четвертичного периода. Однако в зависимости от ландшафтно-климатических усло¬
вий ее характер и интенсивность во времени были очень изменчивы, в связи с чем в разные
эпохи возникали неодинаковые эрозионные формы рельефа временных водотоков. С этих
позиций все многообразие созданных временной эрозией форм можно подразделить прежде
всего на две большие группы: формы древние (плейстоценовые) и молодые (голоценовые).
Различия в геоморфологическом положении этих форм, их размерах, морфологии и строе¬
нии отражают различия в характере и интенсивности создававших их эрозионных и скло¬
новых процессов. При этом мы используем также классификации форм, разработанные
Г.В. Заниным [1] и А.С. Козменко [2].
На возвышенностях Среднего Поволжья к плейстоценовым формам относятся лож¬
бины, лощины и балки. Эти формы имеют следующие общие особенности: мульдообразный
поперечный профиль с округлыми бровками и подошвами склонов, задернованные склоны
и днища, выполненные позднеплейстоценовыми делювиально-солифлюкционными и аллю¬
виальными отложениями. Выходя в речные долины, они опираются на уровни низких над¬
пойменных террас. Главные различия между ними в степени вогнутости мульдообразного
профиля и выраженности водосбора в рельефе.
Ложбины отличаются небольшой (до 10 м) глубиной и пологими (до 8-10°) склонами.
У лощин возрастает глубина вреза и крутизна склонов. Еще больше эти показатели у
балок: глубина десятки метров, крутизна склонов до 15-30°.
Наиболее крупные балки, сильно переработанные русловой эрозией и аккумуляцией в
конце позднего плейстоцена и в голоцене и имеющие поэтому пойму, одну-две надпой¬
менные террасы, называют суходолами. Некоторые из них прежде были небольшими
речными долинами, но утратили постоянный сток в связи с дренажом подземных вод
вследствие вырубки лесов и распашки земель [3]. Для многих суходолов, как и для долин
малых рек, характерна резко выраженная асимметрия склонов инсоляционного типа.
Суглинисто-щебневые делювиально-солифлюкционные и балочно-аллювиальные отло¬
жения, в той или иной степени выполняющие перечисленные древние формы, имеют в
основном позднеплейстоценовый возраст [4]. Однако по правобережью Волги часто встре¬
чаются и более древние балки со средне-раннеплейстоценовым и даже плиоценовым вы¬
полнением [5].
Голоценовые формы также неодинаковы по морфологии и строению. Их общие черты:
V-образный или ящикообразный поперечный профиль, резко выраженные бровки и подош¬
вы склонов. Вслед за Г.В. Заниным [1] V-образные формы мы называем логами, формы с
ящикообразным профилем - логовинами; при обнаженных склонах - оврагами.
Логовины являются самыми старыми среди голоценовых форм. Они имеют плоское
аллювиальное дно, нередко заторфованное и заболоченное, четко выраженные тыловые
швы. В верхних частях русло отсутствует или слабо выражено, но затем обычно следует
47
Рис. 1. Схема превращения лощины-ложбины в речную долину (Приволжская возвышенность, верховья
р. Улема)
1 - линия водораздела; 2 - контуры ложбины-лощины; 3 - контур и дно логовины, переходящей в 1 над¬
пойменную террасу; 4 - пойма. На профилях: 5 - делювиально-солифлюкционные отложения; 6 - аллювий
резкий врез русла на глубину до 2-4 м. Появляется постепенно расширяющаяся пойма, а
прежнее днище логовины становится I надпойменной террасой (рис. 1). По радиоуглерод¬
ным данным аллювий первой надпойменной террасы относится к раннему голоцену -
8-11 тыс. лет [6]. Так как логовина переходит в речную долину, то возраст логовин опре¬
деляется как раннеголоценовый. Не исключено однако, что некоторые логовины обра¬
зовались в конце позднего плейстоцена (мончаловско-осташковское время).
Лога различны по возрасту. Среди них есть, как и у логовин, раннеголоценовые формы.
Многие же лога возникли в последние столетия после завершения цикла развития оврагов.
Последние, по сути дела, являются активно развивающимися логами с крутыми обнажен¬
ными склонами.
Возникает вопрос, в каком же соотношении между собой находятся плейстоценовые и
голоценовые формы линейной эрозии? На востоке Русской равнины в речных бассейнах как
правило пояс плейстоценовых эрозионных форм значительно (в 5-10 раз) шире пояса
голоценовых форм. Соответственно водораздельный пояс отсутствия плейстоценового эро¬
зионного расчленения значительно уже пояса отсутствия голоценовых эрозионных форм
(рис. 2). Ближе всего - иногда на десятки или первые сотни метров - к водоразделам под¬
ходят ложбины. Ниже, по мере удаления от водораздельных линий и увеличения водосбора
они переходят в лощины и балки, иногда и в суходолы.
На эту систему позднеплейстоценовых эрозионных форм наложена не менее сложная
система голоценовых форм. Лишь часть последних расчленяет склон первично, большинст¬
во же голоценовых форм развивается унаследовательно, используя водосборы и формы
плейстоценовой эрозии. Однако голоценовые формы не осваивают всю систему плейстоце¬
новых форм, не поднимаются так далеко на водоразделы. Верхние звенья плейстоценовой
сети (ложбины, отчасти лощины, иногда балки и никогда - суходолы) остаются незатро¬
нутыми голоценовой эрозией и сохраняют свой первозданный позднеплейстоценовый
"мульдообразный" облик.
Выше всего по плейстоценовой сети поднимаются логовины. Они осваивают балки,
лощины, иногда нижние части ложбин. На удалении сотен, иногда тысяч метров от слабо
выраженных расплывчатых вершин ложбин можно видеть, как мульдообразные формы
ложбин, лощин или балок сменяются плоскодонными логовинами.
Новый самый молодой цикл эрозии временных водотоков связан с антропогенизацией
природного ландшафта - вырубкой лесов и распашкой земель. Резко возросший поверх¬
ностный сток создал новую овражную сеть, наложенную на две ранние сети - позднейплей-
стоценовую и раннеголоценовую. Однако современная овражная эрозия не только унасле¬
дует и перерабатывает более древние эрозионные формы, но и создает новые первичные
48
Рис. 2. Пояса голоценовых (I) и плейстоценовых (II) эрозионных форм в бассейне р. Елга (левобережье
Средней Свияги)
I - ложбины, лощины, балки; 2 - овраги, лога и логовины; 3 - речная долина; 4 - донные врезы; 5 - линия
водораздела; 6 - верхняя граница пояса плейстоценовых форм; 7 - верхняя граница пояса голоценовых форм
формы на склонах, ранее линейной эрозии не подвергавшихся. В некоторых районах восто¬
ка Русской равнины первичные овраги преобладают над вторичными [7]. Пройдя полный
цикл развития, средняя продолжительность которого оценивается в 100-150 лет, овраг за¬
растает и превращается в лог. В целом на территории востока Русской равнины площадью
около 300 000 км2 общая длина балок, логовин и логов в 7 раз превосходит длину оврагов
(соответственно 290 и 40 тыс. км). С учетом ложбин и лощин это превосходство еще более
увеличится.
Таким образом, на востоке Русской равнины выделяются три генерации форм, созданных
эрозией временных водотоков:
1. Плейстоценовые мульдообразные формы (ложбины, лощины, балки).
2. Раннеголоценовые лога и логовины.
3. Современные овраги и их производные - лога.
Наложение форм этих генераций создает сложные образования. Раннеголоценовые
логовины чаще всего врезаны в днища мульдообразных форм. Овраги и современные лога
образуют переуглубления как плейстоценовых мульд, так и раннеголоценовых плоскодон¬
ных логовин. Иногда можно видеть наложение форм всех трех генераций: в лощину или
балку врезана логовина, в логовину - овраг или молодой лог.
Среднерусская возвышенность. Судя по работам А.С. Козменко [2] и С.В. Хруцкого [8] на
Среднерусской возвышенности прослеживаются те же основные закономерности, что и в
Поволжье. Ложбины и лощины, иногда балки поднимаются наиболее близко к водораз¬
дельным линиям и остаются там не переуглубленными (рис. 3). По мнению А.С. Козменко,
вышележащие звенья гидросети имеют большую общую протяженность, чем нижележащие.
Ложбины и лощины охватывают 60% всей древней гидросети, суходолы около 30%, речные
долины - всего 7-8%. С.В. Хруцкий [8] отмечает, что в верховьях плейстоценовые балки
обычно не переуглублены. Иными словами, голоценовая сеть оврагов и балок не смогла
полностью освоить более густую сеть плейстоценовых балок.
Подольская возвышенность. Наблюдения показывают, что в Подолии ложбины и ло¬
щины очень близко подходят к водораздельным линиям. Водораздельный пояс отсутствия
плейстоценового расчленения местами не превосходит 200-300 м. Плейстоценовые муль-
49
Рис. 3. Соотношение форм эрозии временных потоков на Среднерусской возвышенности (по А.С. Козменко
[2])
/ - ложбины, 2 - лощины, 3 - суходолы, 4 - речная долина, 5 - донные размывы
дообразные формы в верхних своих звеньях лишены голоценовых переуглублений. Значи¬
тельно меньше, чем на Среднерусской и Приволжской возвышенностях развита овражная
сеть.
В стенках многочисленных лессовых карьеров, расположенных на водоразделах, можно
видеть поперечные разрезы верховий ложбин. Современная и верхняя позднеплейсто¬
ценовые погребенные почвы имеют повышенную мощность (до 2-2,5 м), под почвами слоис¬
тый делювий со следами течения грунта. Позднеплейстоценовый возраст ложбинно¬
балочной сети не вызывает сомнений.
Польша. На возвышенностях центральной Польши (Лодзинской, Свентокжиской и др.),
сложенных с поверхности лессами и другими позднеплейстоценовыми рыхлыми отложе¬
ниями, широко распространены мульдообразные формы рельефа (нецки). Они густо рас¬
членяют склоны возвышенностей и речных долин, подходя своими вершинами почти к
самым водоразделам. Их возраст, судя по выполнению, - конец позднего плейстоцена [9].
Современная овражная сеть редка и развита лишь на наиболее крутых участках. Овраги,
чаще всего вторичные, переуглубляют днища нецек, но не достигают их вершин (рис. 4).
Средняя и Западная Европа. На равнинах Средней и Западной Европы и прилегающих к
ним с юга невысоких горных массивах, входящих в плейстоценовую перигляциальную зону,
верховья долин с постоянными и временными водотоками всюду имеют мульдообразный,
нередко асимметричный поперечный профиль [10]. Ниже они сменяются плоскодонными
ящикообразными долинами, нередко сохраняющими выработанный ранее, в условиях
перигляциального климата плейстоцена, асимметричный поперечный профиль с более
крутыми склонами, обращенными на юг и запад [10, И]. По немецкой терминологии
Kastentaler всюду сменяют Muldentaler. Иными словами, вниз по течению на эрозионные
формы плейстоценовой генерации накладываются формы голоценового возраста. Но, как и
в Восточной Европе, в приводораздельной зоне безраздельно господствуют плейстоце¬
новые формы, почти не переработанные последующей эрозией. Что же касается эрозион¬
ных форм современной генерации, то они не получили значительного развития. Совре¬
менная овражная сеть охватывает в основном лессовую зону Берде, протягивающуюся от
юго-запада Польши через всю Среднюю Германию к южной Бельгии [12].
Заключение. Проведенный обзор выявил две главные закономерности в строении и
геоморфологической позиции форм, созданных эрозией временных русловых потоков в
позднем плейстоцене и голоцене на обширной территории умеренного пояса Европы.
1. Для форм, образовавшихся в плейстоцене, характерен мульдообразный поперечный
профиль и частичное выполнение их суглинисто-щебневыми отложениями аллювиально-
делювиально-солифлюкционного генезиса. Эта особенность связана с образованием их в
условиях перигляциального климата. Склоны образовавшихся врезов в условиях вечной
мерзлоты подверглись воздействию солифлюкции, приведшей к выполаживанию их с вы¬
пуклыми округлыми бровками и вогнутыми подошвами. Солифлюкция сочеталась с плос¬
костным смывом, оба процесса сформировали отчетливо выраженные водосборы. Нор¬
50
мальная эрозия и аккумуляция русловых потоков
подавлялась склоновыми процессами. Делювиально-
солифлюкционные шлейфы противоположных скло¬
нов смыкались, образуя вогнутые днища.
Формы, образованные в голоцене, всюду имеют
плоское днище и склоны с ясно выраженными бров¬
ками и подошвами. Они образовались в условиях
гумидного климата; главная роль в их развитии при¬
надлежала глубинной и боковой русловой эрозии и
аллювиальной аккумуляции.
2. Плейстоценовые формы значительно превос¬
ходят голоценовые по протяженности, густоте,
близости вершин к водораздельным линиям. Все это
свидетельствует о том, что линейная эрозия времен¬
ных водотоков в перигляциальном климате плейсто¬
цена была более сильной, чем в гумидном голоцене,
даже с учетом антропогенной активизации эрозии в
конце голоцена.
Сильная плейстоценовая эрозия происходила из-за
многолетней мерзлоты, которая в качестве водо-
упора намного увеличивала поверхностный сток, а
также из-за отсутствия противоэрозионной защиты в
виде сомкнутого растительного покрова. В голоцене
для начала эрозии была необходима значительно
большая площадь водосборов. Поэтому верхние
звенья плейстоценовой эрозионной сети до настояще¬
го времени не переработаны последующей эрозией и
представляют собой реликтовые формы.
Рис. 4. Соотношение форм эрозии времен¬
ных потоков на Свентокжиской возвы¬
шенности в Центральной Польше (по ма¬
териалам Г. Клатковой [7])
1 - ложбины и лощины (нецки), 2 - лого-
вины, 3 - донные размывы (вторичные
овраги)
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Занин Г.В. Эрозионные формы рельефа, созданные временными водотоками // Изв. АН СССР. Сер.
географ. 1952. N 6. С. 10-23.
2. Козменко Л.С. Основы противоэрозионной мелиорации. М.: Сельхозгиз, 1954. 424 с.
3. Дедков Л.П., Вакилов И.Ю., Минов С.Б., Новиков В.В. Связь глубины залегания подземных вод с
рельефом и залесенностью в Среднем Поволжье // Вести. МГУ. Сер. 5. География, 1995. N 4. С. 73-
78.
4. Бутаков Г.П. Плейстоценовый перигляциал на востоке Русской равнины. Казань. Изд-во Казан, ун-та,
1986. 144 с.
5. Бутаков Г.П., Бабанов Ю.В., Трофимов А.М. Развитие склонов Нижнего Поволжья в плейстоцене //
Ландшафтные исследования на территории Поволжья. Сб. 1Г Казань. 1979. С. 96-115.
6. Яхимович В Л., Пшеничник В.С., Киекбаев И.Д., Шестопал Я.Л. Радиоуглеродные даты, полученные
лабораторией института Геологии Башкирского филиала АН СССР // Бюл. комиссии по изучен, четверт.
периода. N 42. 1974. С. 195-206.
7. Овражная эрозия востока Русской равнины. Казань. Изд-во Казан, ун-та. 1990. 144 с.
8. Хруцкий С.В. Проблема формирования балок в связи с изменением климата плейстоцена // Геомор¬
фология. 1985. N 1. С. 17-21.
9. Klatkowa Н. Studium morfodynamiczne pewnoro wawozu w gorach Swietokrzyskich // Acta Geographica
Universitatis Lodziensis, N 8. Lodz, 1958. 164 s.
10. Poser H. Boden und Klimaverhaltnissen in Mittel und Westeuropa wahrend der Wurmeiszeit // Erdkunde, B. 2,
h. 1-3. 1948. S. 31-42.
11. Karrasch H. Das Phanomen der Klimabedingten Reliefasymmetrie in Mitteleuropa // Gottingen Geogr. Abh. 1970.
H. 56. 299 s.
12. Дедков А.П., Рысин И.И., Чернышева Т.Н. Овражная эрозия на пахотных землях Европы // Геомор¬
фология. 1993. N2. С. 3-12.
Казанский государственный университет Поступила в редакцию
15.11.96
51
EROSION OF EPHEMERAL STREAMS IN THE HUMID ZONE OF EUROPE DURING
PLEISTOCENE AND HOLOCENE
G.P, BUTAKOV, A.P. DEDKOV
Summary
Morphological differences'of landforms created by ephemeral streams of different epochs are under consideration.
Three generations of these forms are distinguished: Late Pleistocene, Early Holocene and recent. Zone of recent forms is
the narrowest; zone of Late Pleistocene forms in the closest to watersheds.
УДК 551.4.044(479)
© 1998 г. A.B. БАКОВ, A.A. НИКОНОВ
КОСМОФОТОЛИНЕАМЕНТЫ КАВКАЗСКОГО РЕГИОНА
Под Кавказским регионом здесь понимается обширная часть Альпийского подвижного
пояса, включающая не только собственно Кавказ, Большой и Малый, но также нагорья
Восточной Анатолии и северо-западного Ирана (рисунок).
Настоящая работа является одним из этапов исследований по сопоставлению сей¬
смичности региона с особенностями его разломной тектоники. Такое сопоставление
необходимо для оценки справедливости той или иной модели блокового строения, для
выявления геодинамических особеностей и, наконец, для определения сейсмической опас¬
ности данной территории. Очевидно, что наиболее тесную пространственную корреляцию
можно ожидать между очагами сильных землетрясений и позднечетвертичными дизъюнк¬
тивными структурами. Однако их непосредственное сопоставление на основе опублико¬
ванных карт молодых разрывных нарушений затруднено обзорным характером большин¬
ства карт, а также некоторыми различиями и несогласованностью карт между собой. Нап¬
ример, имеются несоответствия в трассировании отдельных разломов, а также в оценках
последних подвижек по ним на известных картах В.Г. Трифонова [1], А.С. Караханяна [2],
М. Berberian [3], F. Saroglu, О. Emre et al. [4]. Для более обоснованного трассирования того
или иного разлома, а также для дополнения и уточнения известных карт первым автором
выполнено ландшафтно-геоморфологическое дешифрирование космофотокарты террито¬
рии Кавказо-Североиранского региона м-ба 1:2500000, результаты которого и положены в
основу данной работы.
Космофотокарта составлена только из безоблачных снимков высокого качества, снятых
камерой КАТЭ-140, и позволяет соответственно вести дешифрирование всего обширного
района (Кавказ, Восточная Анатолия, север Иранского плато (рисунок) с одинаковой
детальностью).
Для решения поставленной задачи на космофотокарте прежде всего выделялись
линеаменты, представляющие собой прямолинейные элементы рельефа: резкие границы
фототона, линии резкого изменения (или даже исчезновения) простирания слоистости
горных пород и другие линейные образования, не обусловленные литологическими осо¬
бенностями пород или антропогенной деятельностью, а, следовательно, являющиеся эле¬
ментами тектонической структуры - разломами, крупными трещинами, зонами трещи¬
новатости. Размеры этих структур колеблются от первых километров (3-4 км) до не¬
скольких сотен километров (800-1000 км).
Поскольку одной из основных задач дешифрирования было выделение именно тек¬
тонических (структурных) линий региона, линеаменты, заведомо обусловленные слоис¬
тостью горных пород, сменой их литологии, либо антропогенной деятельностью, не вы¬
делялись. Они имеют, как правило, небольшую протяженность (километры, редко - первые
десятки километров) и легко распознаются на космофотоснимках.
В результате составлена схема дешифрирования линейных структур рассматриваемой
территории в м-бе 1:2500000 с выделением разрывных нарушений и/или зон трещино¬
ватости. Подобные схемы составлялись и ранее на основе фотоматериалов с большой сте¬
пенью обзорности и одновременно высоким разрешением на местности [1, 2, 5, 6]. Новизна
52
Схема космофотолинеаментов, контролирующих молодое разрывообразование в Кавказ-Североиранском
регионе
/ - сейсмотектонические дислокации известных исторических землетрясений, 2 - космофотолинеаменты,
контролирующие распространение известных сейсмодислокаций, 3 - космофотолинеаменты, совпадающие с
разрывами позднечетвертичного возраста и наращивающие их
полученных в данной работе материалов обусловлена, прежде всего, впервые применен¬
ными в ней способами категоризации структурных линеаментов. Для выделения из общей
картины линеаментов тех структурных линий, которые прямо или косвенно связаны с
молодым разрывообразованием рассматриваемой территории, их категоризация была про¬
ведена по следующим принципам.
Во-первых, были выделены линеаменты, непосредственно совпадающие (хотя бы на
одном из своих участков) с разрывами, образовавшимися при известных современных, либо
исторических землетрясениях, сведения о которых были взяты из соответствующих пуб¬
ликаций [1-4]. Во-вторых, показаны линеаменты, преломляющие (изменяющие) прости¬
рания известных сейсмотектонических дислокаций, либо их ограничивающие. На ре¬
зультирующей схеме (см. рисунок) линеаменты этих двух категорий выделялись сплошными
линиями. Если расстояние между ближайшими концами двух соседних линеаментов, нахо¬
дящихся на простирании друг друга, не превышало длины меньшего из них, а простирание
этих линеаментов отличалось менее, чем на 15°, то на итоговой схеме показывались оба
линеамента.
Наряду с линеаментами, контролирующими историческое и современное разрыво¬
образование, показаны (на всем протяжении каждого из них) линеаменты, которые хотя бы
на одном из своих участков совпадали с известными позднечетвертичными разрывами
показанными на опубликованных картах [1-4].
Результатом дешифрирования с отмеченной категоризацией линеаментов явилась схема
основных дизъюнктивных зон, контролирующих позднечетвертичное и современ¬
ное разрывообразование в изученном тектонически весьма активном регионе. Наряду с
53 ,
хорошо известными четвертичными и новейшими разломами, на схеме выявились но¬
вые структурные линии, на которые ранее не обращалось должного внима¬
ния.
В настоящей публикации не ставится задача детального анализа системы линеаментов и
их сопоставления с морфоструктурами и главными тектоническими элементами. Огра¬
ничимся лишь самой общей характеристикой полученной системы линеаментов и указанием
на два наиболее показательных примера.
Первое, что бросается в глаза при общем рассмотрении схемы космофотолинеаментов,
состоит в том, что она не повторяет известных морфоструктурных и структурно-текто¬
нических карт. В явном и вполне выпуклом виде на ней не отражены, например, такие
структурные элементы, как Главный Кавказский надвиг, субмеридиональное поперечное
поднятие, шовная структура по северному ограничению Малого Кавказа и др. Вряд ли это
следует рассматривать в качестве указаний на отсутствие молодых подвижек вдоль этих
структур. Скорее речь должна идти о том, что на космоснимках они на значительном
протяжении вуалируются следами различного рода экзогенных процессов в альпийской
гляциальной зоне и у подножий крупномасштабных поднятий.
Вместе с тем, ряд известных крупных разрывных структур первого порядка, таких,
как надвиг южного склона Большого Кавказа, Северо-Анатолийский разлом (в восточ¬
ной части), Восточно-Анатолийский и Загросский разломы выделяются вполне отчетли¬
во.
Основная, достойная быть здесь выделенной характеристика полученной схемы сводится
к тому, что на ней достаточно выпукло проявились линеаменты как продольно-тек¬
тонического северо-западного ("кавказского"), так и поперечного ("антикавказского") на¬
правлений. При этом последние, особенно в центральной и южной частях региона, вы¬
деляются более отчетливо. Объяснение этого может состоять и в относительной молодости
поперечных разрывов, и в меньшей подверженности маскирующим процессам в условиях
генеральной продольной ориентировки форм мегарельефа региона. Здесь обратим
внимание на два впервые выявляемых поперечных линеамента.
На территории северо-западного Ирана выделяется поперечная линеаментная зона, про¬
тягивающаяся от побережья Каспийского моря у г. Ленкорань в юго-западном направлении
не менее, чем на 400 км через г. Ардебиль до г. Секкез в Иране. Зона образована серией
субпараллельных линеаментов в полосе шириной до 25 км. В структурном отношении
выявленная зона ограничивает с юго-востока молодую депрессию озера Резайе (Урмия),
выполненную в восточной части вулканическими породами неоген-четвертичного возраста.
На северном участке зона совпадает с несколькими геологическими разрывами, пока¬
занными на карте М. Бербериана [3]. Кроме того, в пределах этой зоны находится текто¬
ническая сейсмодислокация Bozqush длиной около 25 км, северное окончание которой
располагается примерно в 50 км к юго-западу от г. Ардебиль [3]. Простирание линеа-
ментной зоны и сейсмотектонического разрыва на земной поверхности хорошо согласуются
между собой. Точно так же расположены и ориентированы длинные оси изосейст
(т.е. очаги) катастрофических землетрясений XIX в. в Иранском Азербайджане [7]; таким
образом снимается прежнее недоумение о том, что сейсморазрыв будто бы располагается
перпендикулярно к зонам близлежащих крупных разломов [1-3]. Юго-западный отрезок
зоны Ленкорань-Секкез ограничивает с северо-запада сейсмотектонический разрыв длиной
около 15 км [3], образовавшийся вдоль зоны Главного Загросского надвига при мощном
землетрясении Варто в 1946 г. :
Обращает на себя внимание и другая, более западная зона Махачкала-Эрбиль, про¬
тягивающаяся субпараллельно зоне Ленкорань-Секкез и ограничивающая на южном своем
участке новейшую впадину озера Резайе (Урмия) с северо-запада. В целом эта зона
прослежена на протяжении не менее 800 км от Главного Кавказского хребта на севере до
г. Эрбиль (Иран) на юге. Центральный сегмент зоны Махачкала-Эрбиль протяженностью
около 80 км совпадает с разломом четвертичного возраста на карте из работы [2]. Кроме
того, выявленная линеаментная зона ограничивает с юго-востока сейсмотектонические
разрывы, образовавшиеся у северо-западной оконечности озера Резайе при землетрясении с
М = 7,3 в 1930 г. и в зоне Загросского надвига при землетрясении с М = 7, датированном в
[2] 1666 г.
Остальные дизъюнктивные зоны в подавляющем большинстве совпадают с хорошо
известными разрывными нарушениями региона, хотя местами длины выделенных нами зон
существенно больше, нежели длины соответствующих разломов, показанных на опуб¬
ликованных картах [1-4].
54
Даже приведенных примеров достаточно, чтобы показать, что модель блокового строе¬
ния региона должна включать не только продольные, но и поперечные активные в позднем
плейстоцене-голоцене зоны. В современной геодинамике поперечные зоны, по-видимому,
играют не меньшую роль, чем продольные, как это уже было продемонстрировано при
ином подходе для северо-восточного Кавказа [8].
Настоящая публикация как первая часть исследования сейсмотектонических связей в
регионе на новом масштабном уровне имеет целью обнародовать полученную систему
активных линеаментов. Более подробное сопоставление с морфоструктурами и глубинными
разрывными зонами, с одной стороны, и с очагами крупных землетрясений, - с другой, -
предмет дальнейших разработок.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Карта активных разломов СССР и сопредельных территорий. Масштаб 1:8000000 / Под ред. Трифонова
В.Г. М.: АН СССР, 1987.
2. Караханян А.С. Активные разломы и сильные землетрясения Анатолийско-Малокавказского орогена:
Автореф. дис. ... докт. геол.-мин. наук. М.: ОИФЗ РАН, 1995.
3. Berberian М. Documented earthquake faults in Iran. Contribution to the seismotectonics of Iran // Iran Geol. Survey
Report. V. 39. Pt. 2. 1976. PP. 143-186. 45 c.
4. Active fault map of Turkey. Scale 1:1 000 000. Prepared by Geological Research Department of the General
Directorate of mineral Research and Exploration. Printed by MTA Printing Office, 1992.
5. Геологическое дешифрирование космических снимков Восточной части Средиземноморского пояса. М.:
Недра, 1981. 206 с.
6. Исследование земной коры и верхней мантии сейсмоопасных зон территории СССР. М.: Наука, 1984.
199 с.
7. Никонов АЛ. Разрушительные землетрясения в Иранском Азербайджане // Инженерно-сеймологические
исследования для районирования сейсмической опасности. Вопросы инженерной сейсмологии. Вып. 33.
М.: Наука, 1992. С. 88-103.
8. Никонов АЛ. Сильнейшие землетрясения с точки зрения геодинамики // Геодинамика Кавказа. М.:
Наука, 1989. С. 148-156.
ОИФЗ РАН, Москва Поступила в редакцию
16.04.96
LINEAMENTS ON REMOTE SENSING IMAGES OF CAUCASIAN REGION
A.V. VAKOV, A.A. NIKONOV
Summary
The analyzed part of Alpine active belt includes the Great Caucasus, the Small Caucasus, the highlands of East
Anatolia and of North-Western Iran. The main faults of this region were distinguished by the landscape-
geomorphological deciphering of remote sensing map. The new scheme of lineaments was compiled. Transversal
lineaments with "anticaucasus" strikes are of special interest because they play significant role in the recent geodynamic
of the region.
55
УДК 551.435.55:551.343(571.121)
© 1998 г. К.С. ВОСКРЕСЕНСКИЙ
ОСОБЕННОСТИ СОЛИФЛЮКЦИИ НА СЕВЕРЕ
ЗАПАДНОЙ СИБИРИ
Солифлюкционные склоны широко распространены в областях с многолетнемерзлыми
породами на севере России. В пределах аккумулятивных равнин севера Западной Сибири
они занимают до 15% всей площади.
Вопросы динамики, механизма и условий развития солифлюкции достаточно полно
отражены в работах С.П. Качурина [1], Л.А. Жигарева [2, 3], Т.Н. Каплиной [4], В.С. Са¬
вельева [5], Г.Ф. Грависа [6] и др. исследователей. Установлено, что солифлюкция
представляет собой вязкопластичное течение оттаивающих и промерзающих влажных
дисперсных грунтов. Региональными и стационарными исследованиями [2-5] установлено,
что активность солифлюкционных процессов контролируется литолого-петрографическим
составом коренных пород, подстилающих чехол склоновых отложений. Существенное
влияние на интенсивность солифлюкции оказывает влажность грунтов и распределение ее
по разрезу. По данным В.С. Савельева [5], в формировании солифлюкционных форм имеет
большое значение гидростатический напор надмерзлотных вод, способных взвешивать
оттаявший слой грунта. Ш.Ш. Гасанов [7] выявил, что дискретность процесса полного
гидростатического взвешивания оттаявшего слоя определяет наиболее яркие морфо¬
логические проявления солифлюкции (солифлюкционные террасы, гирлянды, языки).
Достаточно полный обзор отечественных и зарубежных работ по географии форм и
интенсивности процесса был опубликован сравнительно недавно [8]. Поэтому остановимся
на некоторых положениях, которые характеризуют сложившиеся к настоящему времени
представления: 1. Малые величины смещения при солифлюкционном движении позволяют
рассматривать солифлюкционные отложения как относительно стабильные, медленно
изменяющиеся образования, отражающие динамику природных условий голоцена. 2.
В области низкотемпературной вечной мерзлоты максимальные скорости движения
возникают при протаивании высокольдистого основания и вертикальный скоростной
профиль имеет выпуклую вниз по склону форму. 3. Большинство данных по скорости и
механизму солифлюкции в высоких широтах [2, 3, 5, 6 и др.] характеризует соли¬
флюкционные склоны горных территорий и подгорных равнин с близким залеганием
коренных пород, что обуславливает наличие щебнистого материала в слое движущегося
грунта и значительное сопротивление сдвигу на подошве движущегося слоя.
Как известно, в пределах равнин и низменностей севера России и, в частности, на севере
Западной Сибири повсеместно распространены мерзлые дисперсные породы, имеющие
мощность от нескольких десятков до нескольких сотен метров. Для нас важно в первую
очередь то, что слой сезонных температурных колебаний (10-, 15-ти метровая толща
приповерхностных отложений) представлен глинисто-песчаными отложениями с весьма
малым включением гравийно-щебнисто-мелкогалечникового материала. Для солифлюк-
ционных склонов севера Западной Сибири вообще характерны тонкодисперсные отложения
плейстоцена и голоцена практически без включений обломочного материала.
Для получения данных по особенностям развития солифлюкции был оборудован
стационар в районе одного из месторождений газа на Гыданском полуострове. Район
исследований расположен в южной части Гыданского полуострова, на Енисейско-Тазовском
междуречье, в верховьях р. Мессояхи, в пределах тундровой зоны с субарктическим
материковым климатом, характеризующимся резко меняющимся по сезонам радиационным
балансом земной поверхности. В зимний период радиационный баланс отрицателен и в
условиях преобладания антициклонического режима и малой высоты снежного покрова
обуславливает выхолаживание воздуха и глубокое промерзание почвы. Летом радиа¬
ционный баланс достигает соответствующих умеренной зоне значений (8 ккал/см2 в июне),
обеспечивая прогрев воздуха и оттаивание верхних слоев грунта. Абсолютный минимум
январской температуры воздуха -52,2°С, абсолютный максимум (июль) 33°С. Продол¬
жительность теплого периода с температурой выше нуля градусов не превышает 3,5 мес,
причем период с температурой выше 5°С составляет 1,5-2 мес. Среднегодовая температура
воздуха составляет -11°С. Минимум -33*С в январе, максимум в июле 14°С. В предзимний
период с сентября по ноябрь температура поверхности почвы резко падает с 1 до ~29°С.
56
Общее количество осадков колеблется в пределах 280-420 мм/год. Твердые осадки
составляют 120-150 мм, обеспечивая среднюю высоту снежного покрова около 60 см.
В августе и первой половине сентября выпадает более 60% жидких осадков. Количество
осадков меняется от года к году. Разница может достигать 40%.
Весь комплекс четвертичных отложений, слагающих слаборасчлененный равнинный
рельеф района, представлен исключительно дисперсными мерзлыми грунтами. Темпе¬
ратуру пород принято характеризовать ее величиной на подошве слоя годовых колебаний,
мощность которого на данном участке составляет 10—12 м. Эта температура в отличие от
температуры вышележащих грунтов остается постоянной в течение года и может из¬
меняться только под влиянием многолетних изменений теплообмена через поверхность
грунтового массива. Для района характерно распространение низкотемпературных мерзлых
грунтов (-3,5-6,0°С).
Изменение мощности сезонно-талого снега (или деятельного слоя - ДС) по площади
обусловлено неоднородностью литологии и льдистости грунтов, обводненностью терри¬
тории, видовым составом и сплошностью растительного покрова. Для супесчано-суглини¬
стых грунтов (более 80% площади участка) мощность ДС колеблется от 0,6 до 0,9 м в
зависимости от микроландшафтных условий.
Скорость протаивания грунтов неравномерна. Максимум интенсивности протаивания
приходится на вторую половину июня - июль, минимум - сентябрь. К началу августа
оттаивает 60-70% ДС, в сентябре - около 5%. Незначительные скорости протаивания в
конце августа - начале сентября, помимо уменьшения теплопотока в грунт, связаны с
высокой льдистостью нижних горизонтов ДС. Промерзание ДС (конец сентября - ноябрь)
происходит с двух сторон - от дневной поверхности и от подошвы ДС. При этом толщина
слоя, промерзающего снизу, составляет 5-8 см [9]. В результате двухстороннего промер¬
зания тонкодисперсных грунтов формируется трехчленное сложение ДС с максимумами
льдистости в верхней и нижней его частях. Для верхнего (шлирового) горизонта характерна
льдистость 40-50%. Средний горизонт имеет льдистость 20-25%. Для нижнего (также
шлирового) горизонта характерна льдистость 70-100%.
Для установки реперов и размещения приборов в пределах описанного участка был
выбран типичный солифлюкционный склон длиной около 800 м. Профиль склона вогнуто-
выпуклый. Длина верхней части склона 120 м, средней 620 м, нижней около 60 м. Для
верхней части склона угол наклона составляет 3-5°, средней 2-3°, нижней (слабо выпуклой)
3-4°. Верхняя часть склона сопрягается с практически субгоризонтальной (0,5-1,5°)
поверхностью междуречья с медальонным микрорельефом. По всей поверхности склона
наблюдается слабая волнистость (относительное превышение 10-15 см). Кроме этого, для
верхней части склона (начиная с 20-25 м от его верхнего края) характерно наличие
параллельно вытянутых поперек склона микротрещин - разрывов почвенно-растительного
слоя до глубины 10-15 см, ограничивающих микрооползни, которые создают своеобразную
микроступенчатость склона (рисунок). Расстояние между соседними полосами микро¬
ступеней колеблется в пределах 40-60 см, ширина площадок 10-15 см. Сами площадки по¬
перечными трещинами разбиты на блоки размерами 10-15 х 35-40 см. В средней, наиболее
протяженной части склона отмечаются отдельные бугры с относительным превышением до
25-35 см. Ширина их по основанию 3-4 м, длина 15—20 м. Бугры ориентированы длинной
осью поперек склона. По профилю отмечено три таких образования. Верхний бугор
расположен на 70 м ниже границы верхней и средней частей склона, ниже него по склону
через 120 и 190 м есть еще два других бугра. Нижней своей частью склон опирается на
субгоризонтальную поверхность первой террасы р. Воркутаяхи, сложенной тонкими и
мелкими песками. Высота террасы 6-8 м, ширина в районе профиля - 80-100 м. Здесь
терраса прорезана оврагом с несколькими отвертками. Длина основного ствола оврага
около 350 м, его вершина находится в пределах средней части солифлюкционного скло¬
на.
Солифлюкционный склон до глубины 10 м (данные мелкого бурения) сложен мерзлыми
льдистыми суглинками с объемным весом 1,62-1,78 г/см3 со слоисто-сетчатой криотек¬
стурой, число пластичности 9,6-10,4. Как отмечалось выше, ДС характеризуется трех¬
членным строением с увеличением льдистости в приповерхностном горизонте и на
подошве. Под ДС залегает относительно мощный горизонт повышенной льдистости, в
последние годы получивший наименование промежуточного слоя (ПС) [10]. Наиболее ярко
ПС проявляется в тонкодисперсных грунтах, где количество льда по объему нередко
превышает 50%. В нем часто наблюдаются прослои льда толщиной более 20 см. Мощность
слоя от 0,5 до 1,5 м. На рассматриваемом склоне ПС имеет мощность 0,9-1,1 м, объемная
57
Характер движения грунта в различных частях склона (пояснения в тексте)
/ - слои грунта, 2 - станции наблюдений, 3 - векторы движения грунта, 4 - предполагаемое движение
грунта.
I - зона оттока, II - зона транзита, III - зона накопления
льдистость 0,6-0,7, с характерной толстошлировой и атакситовой криогенной текстурой и
ритмичными прослоями чистого льда толщиной 15-20 см.
В верхней, средней и нижней частях склона (зонах оттока, транзита, накопления - по
Л.А. Жигареву [2, 3] были забурены металлические реперы на глубину 5 м. Реперы, с одной
стороны, являлись якорями для заглубленных в грунт частей приборов, а с другой -
точками отсчета при наблюдении за поверхностной скоростью движения грунта. На
глубину 30-35 см и на 5-6 см от подошвы ДС практически без нарушения сплошности
сильнообводненного грунта были задавлены рабочие части прибора, позволяющего
получать данные по величине смещения грунта нижних горизонтов. Как указывалось выше,
при трехчленном строении ДС, получение данных по скорости движения грунта в нижних
горизонтах составляло основную и наиболее трудоемкую часть задачи. Измерительная
часть приборов монтировалась на реперах на период измерений и после окончания работ
хранилась отдельно до следующего сезона. Точность измерений составляла 0,3-0,4 см,
однако погрешность измерений, неизбежные температурные колебания и соответственно
линейное расширение-сжатие измерительной части прибора дают суммарную погрешность
измерений порядка 1-2 мм. Суммарная ошибка измерений в таком случае составляла
4-6 мм, поэтому полученные величины округлялись до сантиметра. Измерения проводились
во второй - третьей декаде сентября каждый год. К этому времени начиналось промерзание
ДС и полученные данные характеризовали суммарную величину смещения грунта за теплый
период года (таблица).
Станции наблюдений располагались в наиболее морфологически выраженных частях
склона. Первая - на наиболее крутой части склона с характерной микроступенчатостью.
Вторая станция находилась в середине выположенного участка с минимальными углами
наклона, в 7 м ниже второго бугра (см. описание выше). Третья - на участке сочленения с
поверхностью террасы, в 30 м от тылового шва последней.
При анализе полученных данных по первой станции обращает на себя внимание
увеличение смещения почти в 2 раза в нижнем слое по сравнению с вышележащими
горизонтами. Это происходило на протяжении пяти сезонов наблюдений, кроме 1990 г.
Здесь надо отметить, что 1990 г. был для данного района экстремально теплым - сумма
эффективных температур (среднемесячных температур за теплый период) составила 37° при
среднемноголетней норме 33-34° и, одновременно, при среднемноголетней норме осадков
за июнь - август в 90-95 мм, выпало всего 60 мм, причем 25 мм пришлось на последние дни
августа. В этих условиях влажность ДС на протяжении всего лета была минимальной,
глубина протаивания увеличилась на 10-15%. Интенсивные осадки конца августа - начала
сентября насытили влагой ДС, что, по-видимому, обеспечило результирующее смещение
грунта на 2-3 см. Снижение интенсивности смещения в 1990 г. прослеживается и по другим
станциям (см. табл.).
58
Смещение грунта в деятельном слое на склоне долины р. Воркутаяхи (Гыдамский п-ов)
№ станции
измерений
Горизонты
измерений
Годы измерений
1988
1989
1990
1991
1992
1993
Величины смещения, см/год
А
4
5
3
4
5
4
1
Б
4
4
3
3
4
4
В
7
8
2
9
7
8
А
4
5
1
3
4
3
2
Б
1
2
1
2
1
2
В
-1
-2
0
-1
-3
-1
А
5
4
2
3
4
4
3
Б
3
3
1
3
3
3
В
2
3
1
2
2
3
Примечание: Горизонт А - поверхностный слой, мощность 20-25 см. Горизонт Б - мощность слоя
20-30 см, датчик расположен на глубине 30-35 см от поверхности. Горизонт В - мощность слоя 10-15 см,
датчик расположен на глубине 5-6 см от подошвы ДС.
Для второй станции характерны отрицательные скорости смещения грунта в нижнем
слое. При многократных измерениях глубины протаивания выяснилось, что колебания
мощности ДС по всему склону весьма значительны. Так, выше якоря второй станции
глубина протаивания на расстоянии 3 м от него увеличилась на 25 см (90 см против 65 см),
причем на расстоянии 1 м от якоря она составляла 80 см. Таким образом, поверхность слоя
максимального протаивания имела обратный уклон относительно дневной поверхности
склона. Эта закономерность наблюдалась в течение всех сезонов наблюдения, кроме 1990 г.
В 1990 г. глубина протаивания выше якоря второй станции была близкой к глубине
протаивания в районе рабочей части прибора (точность определения глубины протаивания
щупом составляет 1-3 см), кроме того в этот год глубина протаивания была больше. Таким
образом, можно говорить о движении материала нижнего слоя в сторону максимального
уклона независимо от руководящего уклона дневной поверхности. В таком случае можно
предполагать возникновение циркуляционного движения грунта (вверх по склону - вверх по
разрезу - вниз по склону вместе с материалом второго слоя). Поток материала из нижнего
слоя снижает скорость движения грунта второго слоя. По-видимому, формирование
описанных выше бугров транзитной части склона связано с подобным процессом на
протяжении нескольких десятков лет. Можно также предположить, что такой процесс,
идущий без перерыва (без изменения глубины протаивания) в течение нескольких десятков
лет приведет к образованию форм, морфологически подобных солифлюкционным тер¬
расам.
Для третьей станции, расположенной в зоне накопления, скорость смещения грунта по
разрезу падает к подошве ДС. Для экстремального 1990 г. характерно снижение скорости в
2 раза.
В целом, движение грунта закономерно убывает от поверхности к подошве ДС, что
связано с наложением зоны аккумуляции на преимущественно песчаные отложения террасы
р. Воркутояхи.
Приведенные выше данные по строению и динамике солифлюкционного склона по¬
зволяют сделать следующие выводы.
1. При трехчленном строении пологих солифлюкционных склонов, формирующихся на
тонкодисперсных сильнольдистых грунтах, смещение грунта происходит послойно с разной
скоростью. На различных участках склона (зоны оттока, транзита, накопления) движение
грунта в нижнем слое может превышать скорость движения поверхностного слоя (зона
оттока), или даже составлять отрицательную величину (зона транзита), что приводит к
формированию бугров, морфологически подобных солифлюкционным террасам. При этом
механизм* их образования связан не с иссушением грунта и торможением нижних горизонтов
движущегося склонового материала, а его циркуляционным движением на участках с
увеличенной глубиной протаивания деятельного слоя. Скорость движения грунта во многом
59
зависит от короткопериодических колебаний погодных условий - температуры и осадков
теплого времени года.
2. При аномально высоких температурах и минимальной влажности скорость смеще¬
ния грунта падает в два и более раз относительно сезонов, характеризующихся близкими
к среднемноголетним значениям температуры и влажности теплого периода года.
При аномально высоких температурах теплого сезона происходит увеличение глуби¬
ны протаивания и частичное или полное протаивание ледяного шлира в основании деятель¬
ного слоя, что резко увеличивает трение и, как следствие, уменьшает скорости смещения
грунта.
3. Поверхность подошвы ДС более неровная, чем дневная поверхность склона. Это
вызывает циркуляционные движения грунта на транзитном участке солифлюкционного
склона. Можно также предположить, что колебания нижней границы ДС обеспечивают
смещение грунта поперек склона, особенно в нижнем слое грунта. При этом формируются
вытянутые поперек склона бугры. Длительное и однонаправленное развитие транзитного
участка со л иф л ю к цио н н ого склона может привести к образованию форм, морфологически
подобных ”классическим" солифлюкционным террасам.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Качурин С.П. Криогенные физико-геологические явления в районах с многолетнемерзлыми породами //
Основы геокриологии. Ч. 1. М.: Изд-во АН СССР, 1959. С. 365-398.
2. ЖигаревЛ.Л. Причины и механизм развития солифлюкции. М.: Наука, 1967. 158 с.
3. Жигарев Л.Л. Термоденудационные процессы и деформационное поведение грунтов. М.: Наука, 1975.
110 с.
4. Каплана Т.Н. Криогенные склоновые процессы. М.: Наука, 1965. 294 с.
5. Савельев В С. Солифлюкция // Тр. СВКНИИ СО АН СССР. 1964. Вып. 10. С. 42-87.
6. Гравис Г.Ф. Склоновые отложения Якутии. М.: Наука, 1969. 128 с.
7. Гасанов Ш.Ш. Криолитологический анализ. М.: Наука, 1981. 195 с.
8. Розембаум Г.Э., Мудрое Ю.В., Ту мель Н.В. География, интенсивность и динамика криогенной
солифлюкции // Вести. МГУ. Сер. 5. География. 1989. № 1. С. 81-86.
9. Константинов С.Л. Особенности формирования криогенного строения верхнего горизонта вечной
мерзлоты на юге п-ва Гыдан // Вести. МГУ. Сер. 5. География. 1991. № 4. С. 48-53.
10. Шур ЮЛ. О переходном слое // Методы геокриологических исследований. М.: ВСЕГИНГЕО, 1975.
С. 82-95.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 26.05.97
SOLIFLUCTION CHARACTERISTICS IN THE NORTH OF WEST SIBERIA
K.S. VOSCRESENSKY
Sum m a г у
Mass-movement on the low-grade slopes made of supracolloidal icy grounds in running layer by layer with different
rate. On the different parts of slope (zones of outflow, transit, accumulation) the movement of the under layer may
outrun the movement of upper one (zone of outflow) or even became negative (zone of transit). It leads to the formation
of hillocks alike the solifluction terraces. Their origin is determined not due to desiccation of ground and drag of
the lower layers but due to circulation of material at those parts of slope where the depth of thaw is large. The rate of
mass movements depends to a much extent on short-period oscillations of temperature and precipitation in warm
period.
60
УДК 551.438.5(470.311)
© 1998 г. Э.А. ЛИХАЧЕВА, Л.С. КУРБАТОВА, Е.И. МАХОРИНА
КАРТА ТЕХНОГЕННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
И ТЕХНОГЕННОПОГРЕБЕННОЙ РЕЧНОЙ СЕТИ ТЕРРИТОРИИ
г. МОСКВЫ
Целенаправленное изменение рельефа создает условия, отличные от природных на
достаточно длительный срок, который нередко превышает сроки эксплуатации территории
для данного вида хозяйственной деятельности. Развитие рельефа продолжается и в новых
условиях, но уже за счет природно-техногенных процессов. Последние могут иметь и
негативный характер, особенно при смене типа хозяйствования на определенном участке.
Таким образом, изменение инженерных и экологических функций рельефа нередко приво¬
дит к снижению его устойчивости, производя обратный запланированной деятельности
эффект. Градостроительная деятельность, как правило, позитивно ориентирована и на¬
правлена на борьбу с эрозией, оползнями и другими природными процессами, на ликви¬
дацию форм рельефа, созданных этими геоморфологическими процессами, или на развитие
мер по защите от их разрушительного воздействия. Преобразования естественного рельефа
приводят к накоплению техногенных отложений и изменению функций рельефа как по¬
верхности, определяющей поверхностный и подземный сток, развитие процессов денуда¬
ции.
Карта "Техногенные отложения и гехногеннопогребенная гидросеть территории г. Мос¬
квы" составлялась в масштабе 1:50000 в рамках программы "Безопасность Москвы" как
вспомогательная для карты "Геологический риск на территории Москвы" (рисунок). Цель
работы - картографирование участков опасных в связи с накоплением техногенных
отложений и изменениями рельефа на территории города. Перед составителями стояло три
задачи: Г) показ ареалов (площадных, линейных, точечных) распространения техноген¬
ных отложений на территории города; 2) показ утраченной в процессе градостроитель¬
ства гидросети; 3) показ (по возможности) преобладающего состава техногенных отло¬
жений.
Методика составления карты
К техногенным отложениям относятся все грунты, претерпевшие изменения в процессе
градостроительства: перекопанный естественный грунт, преобразованные почвы, накопле¬
ния мусора, отходов производства и привезенный из других мест естественный грунт
(используемый при строительстве).
При составлении карты мы, согласно Ф.В. Котлову [1], считали, что на территории
города нет неизмененных грунтов, что на преобладающей части города изменены и ход
природных почвенных процессов и почвенный профиль, чему способствуют мероприятия по
улучшению качества почв и рекреационное использование природных участков: а) внесение
удобрений в почвы парков и садов, их осушение или орошение; б) озеленение города и
создание скверов и парков на участках лишенных почвенного покрова (на пустырях, на
месте снесенных зданий, бывших свалок и др.) сопровождающиеся накоплением большого
количества почвенных грунтов, привозимых из окрестностей города; в) вытаптывание
травянистого покрова, уплотнение почвенного слоя, а также накопление отходов (пищевых,
бытовых) в естественных лесных массивах. Использовались материалы: данные бурения,
старые топографические основы, карта техногенных отложений, составленная И.К. Сипяги-
ной и Э.А. Лихачевой по материалам бурения 80-х годов, данные анализа инфраструктуры
города, результаты повторных нивелировок.
Разведочное бурение проводится перед началом строительства как на неосвоенных
территориях, так и на староосвоенных и вскрывает ранее накопленные толщи техногенных
отложений. На застроенных и эксплуатируемых территориях, где бурение не проводится, о
степени преобразования естественных грунтов и о мощности техногенных отложений су¬
дить трудно. Участки, на которых по данным бурения нет техногенных отложений, но
существует застройка, мы рассматривали как территории с нарушенным верхним слоем:
техногенные отложения здесь представлены, как минимум, перекопанным грунтом. Карты
разных лет, хотя и дополняют банк данных для составления карты техногенных отложений,
61
Таблица 1
Легенда к карте "Техногенные отложения и техногеннопогребенная гидросеть г. Москвы"
Уел.знак №
Состав отложений и характер современного землепользования
Мощность
техногенных
отложений, м
А, Площадное распространение техногенных отложений
1
Естественные грунты лесов и лесопарков, претерпевшие незначи¬
тельные изменения; уплотнение и слабое загрязнение
до 1
2
Естественный перекопанный грунт сельскохозяйственных угодий, са¬
дов и парков: пахотный слой с умеренным загрязнением удобрения¬
ми, бытовым мусором, отходами сельскохозяйственного производ-
1-2
ства
3
Техноземы - привезенный на скверы, бульвары и в парки почвенный
грунт и удобрительные смеси на староосвоенных территориях (на
техногенных грунтах полигенетического состава)
1-2
4
Естественный перекопанный грунт с асфальтом и местами строи¬
тельным мусором, образовавшийся при вертикальной планировке
под муниципальную застройку на ранее неосвоенных территориях
(срезки преобладают над подсыпками)
1-2
5
Естественный перекопанный грунт с асфальтом и местами строи¬
тельным мусором, образовавшийся при вертикальной планировке
под муниципальную застройку на ранее неосвоенных территориях, с
подсыпкой песка и гравия при строительстве
2-3
6
Полигенетические грунты: смесь естественных грунтов со строи¬
тельным мусором и бытовыми отходами, возможно присутствие в
разрезе культурных слоев (под нынешней муниципальной за¬
стройкой)
3—4
7
"
4-6 и более
8
Естественный перекопанный грунт с подсыпкой песка и гравия при
строительстве промышленных предприятий на ранее неосвоенных
территориях с промышленными отходами современного производства
до 4
9
Полигенетические грунты и современные промышленные отходы на
староосвоенных территориях (под современной промышленной
застройкой)
4-6 и более
Б. Линейное распространение техногенных отложений и
линейные техногенные формы рельефа
10
Погребенная и преобразованная гидросеть:
а) полигенетические грунты с грунтами вынутыми при строительстве
1-5
метрополитена в засыпанных речных долинах и оврагах
(среди. 2-4)
б)
2-10 и более
в) техноаллювий - преимущественно песчаные отложения в русле и
на отмелях каналов, водохранилищ и на дне прудов с включениями
разного рода бытовых отходов
до 2 и более
11
Линейные техногенные формы рельефа:
а) перекопанный естественный грунт с большим количеством вклю¬
чений бытового и строительного мусора по линии древних загради¬
тельных сооружений (рвы и насыпи по линии Садового кольца) (на
рисунке отсутствуют)
около 5
б) современные рвы (61) и насыпи (62) естественного и уплотнен¬
ного, а иногда и искусственно сцементированного грунта
1-6
В. Локальные участки распространения техногенных отложений
12
Перекопанный естественный и привезенный строительный грунт на
участках наземных сооружений метрополитена
до 10 и более
64
Таблищ 1 (окончание)
Уел.знак №
Состав отложений и характер современного землепользования
Мощность
техногенных
отложений, м
13
14
15
16
17
18
Подсыпки грунтами вынутыми при строительстве метрополитена на
участках бывших болот (а) и прудов (б)
Золоотвалы - промышленные отходы ТЭЦ
Кладбища:
а) существующие
б) погребенные
Засыпанные карьеры (полигенетические грунты) и участки бывших,
ныне срытых (выровненных) карьеров по добыче строительных
материалов
Свалки бытового мусора
Культурные слои в толще техногенных отложений (на рисунке
отсутствуют):
а) остатки городищ и селищ дьяковской культуры
б) остатки городищ, селищ, курганов, гражданских, культовых и
фортификационных сооружений, ремесленных слобод, мостовых,
колодцев и др. сооружений XI-XVIII вв. вне пределов Садового
кольца
в) территории внутри Садового кольца - практически сплошное
распространение культурных слоев разного возраста
2-4
до 10 и более
2-6
Примечание. По составу следует различать полигенетические грунты:
а) в районах старой застройки, в их состав входят остатки фундаментов, кирпича, бытовой кладки, плит
и глыб известняка, деревянных брусов, дорожные и уличные насыпи (песчано-щебнистый материал,
булыжник, брусчатка, асфальт), бытовой и строительный мусор;
б) в засыпанных долинах речек и оврагов преобладают свалочные материалы фабрично-заводских
отходов (шлаки, металлическая стружка, различный лом), строительный и бытовой мусор пестрого состава
(щепа, известка, щебень, битое стекло, органические отходы, бумага, металлические изделия и т.д.),
земляные отвалы из грунтовых выемок метрополитена.
но страдают большим недостатком, поскольку показывают некую условную поверхность
городской территории и при этом часто нивелируют ее изменения, так как горизонтали на
топоосновах м-ба 1:25000 проведены через 5 м, а картах м-ба 1:50000 - через 10 м.
Описание легенды к карте
Легенда состоит из трех больших информационных блоков (табл. 1): А. Площадное
распространение техногенных отложений; Б. Линейное распространение техногенных отло¬
жений и линейные техногенные формы рельефа; В. Локальные участки распространения
техногенных отложений. Для каждого из выделов охарактеризован состав техногенных
отложений.
Блок А имеет три подраздела по характеру землепользования: 1-3 - территории рек¬
реационные и свободные от застройки, куда входят леса, лесопарки, сельскохозяйственные
угодья, скверы, бульвары; 4-7 - муниципальная застройка; 8-9 ~ промышленная зона.
Новшеством является показ участков развития техноземов - урбанизированных почв,
формирующихся на преобразованных грунтах, хотя почвообразовательный процесс идет
здесь естественным путем.
Впервые показываются территории под муниципальной и промышленной застройкой,
где до строительства техногенные грунты отсутствовали. Однако на них были произведены
работы по вертикальной планировке (срезки и подсыпки, необходимые для создания благо¬
приятных условий для строительства), и возник новый слой, состоящий, как минимум, из
перекопанного грунта. В процессе эксплуатации этих территорий происходит накопление
техногенных грунтов, связанных как благоустройством (асфальтирование, формирование
газонов и клумб с насыпными удобрительными смесями), так и с формированием свалок,
накоплением отходов производств.
3 Геоморфология № 1
65
Таблица 2
Опасности, связанные с техногенными отложениями
Характер опасности
Состав отложений и характер
землепользования (№ условного
знака из таблицы 1)
Изменение условий водообмена и поверхностного стока
1,2
Дополнительные нагрузки на естественный грунт и его уплотнение, изме¬
нение режима грунтовых вод, отепляющее воздействие
4, 5, 8, 12
Активизация процессов выветривания, коррозия, повышенная агрессив¬
ность грунтовых вод, развитие суффозионно-просадочных явлений на
поверхности и карста в подстилающих породах
3, 6, 7, 9, 14, 16
Гниение органических остатков, анаэробные условия, возможность раз¬
вития патогенной микрофлоры
15 а
Неравномерные оседания поверхности, суффозионно-просадочные явле¬
ния, коррозия металла и бетона, возможность развития патогенной
микрофлоры
10, 11, 13, 156, 17
Блок Б включает как засыпанные (техногеннопогребенные) речки и овраги (10а, б), так и
существующую естественную и искусственную гидросеть (каналы, пруды) (10в). Совре¬
менная гидросеть показана не только как элемент городского ландшафта, но и как среда
накопления современного аллювия, содержащего многочисленные включения техногенного
происхождения (бытовые и другие отходы города). Этот тип отложений нами назван
техноаллювием.
На карте показаны и линейные формы рельефа техногенного происхождения: унич¬
тоженные старые заградительные сооружения и современные рвы (железнодорожные и
автодорожные прорези) и насыпи (на представленном рисунке отсутствуют) (11).
Блок В характеризует локальные участки распространения техногенных отложений:
засыпанные болота и пруды, золоотвалы и свалки, кладбища, участки строительства на¬
земных станций метрополитена (12-16). Новшеством является показ наиболее исторически
ценных мест, где в толще техногенных отложений обнаружены культурные слои (1в) (на
рис. отсутствуют).
Роль техногенных отложений в развитии геологического,
геохимического и геоморфологического риска (табл. 2)
Городская территория - это специфическая гео- и экосистема, со своеобразной струк¬
турой и составом компонентов. Прежде всего на ней значительно изменены природные
компоненты и возникли техногенные - здания, сооружения, дренажная сеть, создающие
техногенные рельеф, литогенную основу, а также микроклимат, которые, в свою очередь,
формируют новый природнотехногенный комплекс - плохо изученный, и уже поэтому
опасный. Непредвиденные процессы чаще всего негативные, происходящие в этом комплек¬
се - результат функционирования городской геоэкосистемы. На рельеф, коренные породы,
гидрологические и гидрогеологические условия города оказывают механическое (стати¬
ческое и динамическое), химическое, биохимическое, электрическое и тепловое воздей¬
ствие все техногенные компоненты. Последние взаимодействуют и между собой. Значи¬
тельное влияние на техногенные и природные компоненты оказывают техногенные
отложения.
Техногенные отложения на территории города формируются при инженерной подго¬
товке строительных площадок, приведении в соответствие с нормативными требованиями
уклонов дорог, обеспечении дренажом застроенных участков. Приведение рельефа город¬
ской территории в соответствие с архитектурно-планировочными требованиями вызывает
нарушение структуры поверхностного стока, изменения уровня (чаще всего происходит
повышение) и режима грунтовых вод.
Проведенный ранее корреляционный анализ показал, что мощности техногенных отло¬
жений от морфометрических характеристик рельефа и литологического состава четвер¬
тичных отложений практически не зависят [2, 3]. Наблюдается лишь слабая тенденция
увеличения мощностей техногенных отложений с увеличением глубийы расчленения и
66
мощностей четвертичных отложений, т.е. наибольшие мощности техногенных отложений
тяготеют к долинам, где рельеф изменен максимально.
В днищах засыпанных речек и оврагов формируются подземные водные потоки. Дре¬
нажная сеть продолжает жить, но уже в другом качестве. Воды подземных речек нередко
характеризуются сложным химическим составом. Эти подземные воды способствуют как
цементации техногенных отложений, так и размыву насыпей и подстилающих пород,
вызывая, в частности, активизацию суффозии и карста, оседание земной поверхности, что
влечет за собой повреждения подземных коммуникаций и деформацию зданий и соору¬
жений.
Разнородный состав техногенных отложений, их рыхлое состояние позволяют отнести
эти грунты к категории слабых, требующих дополнительных капиталовложений при строи¬
тельстве на них. Геохимическая опасность исходит прежде всего от техногенных отло¬
жений полигенетического состава, и особенно от промышленных отходов. Техногенные
грунты загрязняют подземные воды, грунтовые воды, почвенные воды, что увеличивает
степень опасности почвенной коррозии и электрокоррозии для подземных коммуника¬
ций.
Техногенные грунты, в силу особенностей их состава, подвержены процессам уплот¬
нения, спровоцированного как динамическими, так и статическими нагрузками. На терри¬
ториях, где мощности техногенных отложений превышают 2-3 м отмечаются деформации
зданий и сооружений, особенно вдоль автомобильных дорог и трамвайных линий [4].
Большую опасность таят в себе засыпанные кладбища и свалки: эти территории могут
быть отнесены к геопатогенным зонам.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Котлов Ф.В. Изменения природных условий территории Москвы под влиянием деятельности человека и
их инженерно-геологическое значение. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 263 с.
2. Зеегофер Ю.О., Лихачева Э.А., Сипягина И.К., Краснов А.Ф. Инженерно-геоморфологический анализ
рельефа города (на примере Москвы) // Вопр. географии. М.: Мысль, 1979. № 111. С. 48-59.
3. Лихачева Э.А., Зеегофер Ю.О., Краснов А.Ф. и др. Опыт оценки изменения рельефа городской тер¬
ритории (на примере г. Москвы) // Новейш. методы геоморфол. исслед. М.: МФГО СССР, 1981. С. 72-
84.
4. Лихачева Э.А.. Просунцова Н.С., Локшин Г.П. Оценка воздействия геофизических полей на гео¬
логическую среду // Проблемы безопасности при черезвычайных ситуациях. М.: ВИНИТИ, 1996. Вып. 12.
С. 30-53.
Институт географии РАН, Поступила в редакцию
Институт геоэкологии РАН 15.09.97
ON THE MAP OF TECHNOGENIC DEPOSITS AND TECHNOLOGICALLY BURIED
DRAINAGE NETWORK AT THE TERRITORY OF MOSCOW CITY
E.A. LIKHACHEVA, L.S. KURBATOVA, E.I. MAKHORINA
Summary
The mapping principles and legend of the map are discussed. Authors describe new types of technogenic deposits:
"technoground" and "technoalluvium". The impact of technogenic deposits into geological, geomorphological and
geochemical riks is shown.
3:
67
УДК 551.435.162
© 1998 г. Б.П. ЛЮБИМОВ
ЗОНАЛЬНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ОВРАЖНОЙ ЭРОЗИИ
Одной из основных задач при изучении овражной эрозии и, в частности роста оврагов,
является проблема учета широкого спектра географических условий и факторов овраго-
образования, предопределенных как зональными, так и региональными особенностями
ландшафтов. В настоящее время в овраговедении наметился универсальный подход к
разработке методических схем исследований и прогнозных оценок, мало учитывающий
зональные особенности развития овражной эрозии. По единообразной методической схеме
исследуется оврагообразование во всех зонах, как говорится, "от полюса до экватора".
Однако вряд ли это правильно. Несмотря на универсальность распространения оврагов как
форм рельефа в самых различных ландшафтных зонах, в каждой из них процесс овражной
эрозии имеет свою специфику. Это ярко проявляется как в русловой, так и в склоновой
составляющей процесса и, в конечном итоге, выражается в различных геоморфологических
особенностях развития овражной эрозии и морфологии самих оврагов в каждой из
ландшафтных зон.
В русловой составляющей процесса специфика оврагообразования определяется
климатическими особенностями талого и ливневого стока: его объемом, количественными
соотношениями, сроками, продолжительностью и характером прохождения. Обычно это
учитывается при гидрологических исследованиях овражной эрозии, но на конкретные
инженерно-геологические и мерзлотные условия, в которых осуществляется сток, мало
обращается внимания, Так, например, талый сток по мерзлому основанию не способен
осуществить эрозионную работу в русле оврага, и поэтому расчеты только по объему
талого стока окажутся вряд ли адекватными конкретной обстановке. Необходим учет
эрозионной работы потока в русле по мерзлому, талому или сухому основанию,
особенностей фильтрации и водопоглощения в различных породах русла. Известно, что
баланс эрозии и аккумуляции на разных участках русла в оврагах неравномерен, но до сих
пор мало обращалось внимания на зональные и региональные особенности, предопре¬
деляющие эту неравномерность, а именно: на Севере в мерзлотной зоне - это особенности
и специфика термоэрозии в различных породах, а также влияние снежников в оврагах на
характер и локальное перераспределение стока. В гумидной зоне умеренных широт, в зоне
распространения легких лессовидных суглинков на баланс эрозии и аккумуляции на разных
участках русла часто влияет не поверхностный сток, а грунтовое просачивание вод по
трещинам и понорам, и осуществление или суффозии, особенно ярко проявляющейся в
водобойных колодцах и на участках ступенеобразных перепадов. Еще более ярко суффо-
зионные процессы проявляются в типичных лёссах аридной зоны. Здесь часто овраги
образуются на участках суффозионного подземного просачивания при отсутствии или при
очень слабом поверхностном стоке.
Однако особенно ярко влияние зональных условий проявляется в склоновой составля¬
ющей процесса овражной эрозии, которую многие исследователи, к сожалению, или вообще
игнорируют, или недооценивают. Склоновая составляющая до сих пор не входит в
применяемые формулы и методические схемы исследований процесса оврагообразования, а
ведь именно соотношение склоновых и русловых процессов в русле и по бортам оврага и
формирует овраг, баланс эрозии и аккумуляции на его различных участках и морфологию
самой формы рельефа.
Один из выдающихся исследователей овражной эрозии Б.Ф. Косов, основатель овраго-
ведения в Московском университете, проводя исследования оврагов в различных географи¬
ческих зонах и регионах нашей страны, обратил внимание, во-первых, на то, что овражные
формы есть всюду, во всех ландшафтных зонах и, во-вторых, на специфику процесса
оврагообразования в каждой из этих зон, предопределенную в основном склоновой
составляющей процесса, поскольку именно склоновые процессы носят четко выраженный
зональный характер [1].
Проводя в течение ряда лет совместные исследования с Б.Ф. Косовым и в дальнейшем
уже без него, мы специально исследовали особенности оврагообразования в разных зональ¬
ных условиях: 1) в зоне тундры: на севере Большеземельской и Малоземельской тундры
Печорской низменности, в Воркутинском районе, на севере Гыданского полуострова
68
Западно-Сибирской равнины [2-4]; 2) в лесной гумидной зоне в районах Северных Увалов
(Кировская обл.), Ивановской, Нижегородской и в Калужской областях, на Сатинском
полигоне МГУ [5]; 3) в лесостепной зоне на юге Нечерноземья, в Тульской, Рязанской и
Орловской областях [6]; 4) в степной зоне в Воронежской, Саратовской, Оренбургской
областях, Ставропольском и Алтайском краях, а также на юге Украины; 5) в пустынной
зоне, в Узбекистане!?].
Овраги на Севере, в зоне тундры и лесотундры существенно отличаются но механизму
образования и по морфологии от оврагов умеренных широт. По нашему мнению, это
особый зональный тип оврагов. Специфика здесь состоит прежде всего в участии
мерзлотных и нивальных процессов в их формировании. В последнее время -наметились
пути специализированного подхода к таким оврагам [8, 9]. Особенности овражной эрозии и
типы оврагов в зоне тундры были описаны В.Ф. Косовым [10] и нами [2-4]. В.Л. Познании
считает овражную эрозию в зоне тундры особым "русловым криогенным процессом" [9], в
его расчетных формулах учитывается термическое состояние мерзлых пород, устанавли
вается термоэрозионный экстремум, при котором может происходить гидротермическое
разрушение многолетнемерзлых пород.
Овражная эрозия на Севере - это скорее посткриогенный процесс, так как главное здесь
не криогенное промерзание в русле (например, образование наледей), а посткриогенное
протаивание и термоэрозия. Другой важнейшей чертой оврагов на Севере мы считаем
участие в их формировании зональных нивальных процессов, а также процессов соли-
флюкции и термокарста на овражных склонах [2, 3]. В поверхностных формах, каковыми
являются овраги, не могут действовать только мерзлотные процессы; здесь принимают
участие и нивальные процессы (поскольку снежники всегда располагаются в этих
отрицательных формах рельефа), и все зональные процессы на овражных склонах. Различ¬
ные типы снежников, лежащих в оврагах (весенние снежники, снежники-перелетки),
особенности их протаивания (по периферии, по дну) в зависимости от экспозиции склонов -
все это влияет на характер формирования и морфологический тип оврагов.
Нами были выделены следующие типы нивально-флювиальных форм, образованных в
зависимости от типа лежащих в них снежников и экспозиции склонов: 1 - глубокие,
каньонообразные овраги, с сравнительно симметричными по поперечному профилю скло¬
нами, на затененном дне которых лежат снежники-перелетки, а эрозия осуществляется в
основном по периферии бортов и под днищем снежника (склоны симметричны лишь при
субмеридиональной ориентировке оврагов). В ходе постепенного развития и расширения
таких форм вдоль бортов они переходят в следующий тип; 2 - широкие формы с плоским
днищем, с сравнительно симметричным поперечным профилем, с весенними снежниками
вдоль бортов и с центральным руслом (в начальный период весны тело снежника занимает
все русло и сток осуществляется лишь вдоль бортов оврага). Такие формы с плоским
днищем очень напоминают по поперечному профилю и по морфологии обычные балки, но
это абсолютно свежие молодые формы, отличающиеся от обычных балок еще одной
специфичной чертой - наклон плоского днища под снежниками может доходить до 25-40°,
чего никогда не бывает при обычной планации водного потока; 3 - наиболее распростра¬
ненными на Севере являются овраги с асимметричными по поперечному профилю скло¬
нами, когда под крутым склоном северной экспозиции с весенним или летним снежником по
его периферии проходит временное русло, а склон южной экспозиции сравнительно
пологий, без снежника и формируется под воздействием процессов солифлюкции; почти
такой же характер имеют овражные формы диагональной по отношению к меридиану
ориентировки. Наличие асимметричных форм и плоскодонных оврагов с очень крутым
наклоном плоского днища является специфичной чертой лишь нивально-флювиальных
образований. Без привлечения анализа нивального влияния на овраги в зоне тундры нельзя
также объяснить наличие кароподобных или грушевидных форм вершин оврагов,
поскольку в них всегда залегают весенние и летние снежники.
Влияние мерзлотных процессов проявляется и в плановом рисунке овражной сети. Изве¬
стно, что в умеренных и южных широтах овражная сеть, как правило, имеет древовидный
характер. Здесь же овражная сеть формируется обычно по мерзлотной полигональной сети,
развиваясь первоначально при термоэрозионном протаивании льда по мерзлотным тре¬
щинам. Поэтому, наследуя и проявляя систему мерзлотных полигонов, овражная сеть
образует в плане ортогональные, решетчатые, иногда ромбовидные системы. При этом
четко проявляется система мерзлотных блоков, что видно и по аэроснимкам, крупно¬
масштабным планам или при фотосъемке с вертолета [2, 3].
Эта же мерзлотная полигональная сеть вблизи крутых обрывов морских и речных
69
берегов приводит к формированию характерной пильчатой или зубчатой в плане системы
оврагов вдоль этих обрывов. Овраги образуются по термокарстовым ложбинам протаявше¬
го полигонально-жильного льда. В них также обычно залегают снежники (весенние и
перелетки). В зависимости от типа мерзлотных полигонов, возраста террасовой поверх¬
ности и криогенных условий района находятся размеры полигонов и частота оврагов вдоль
бортов обрывов - от нескольких до десятков и сотен метров.
Совместное влияние мерзлотных и нивальных процессов приводит к формированию на
Севере в зоне тундры специфичных нивально-мерзлотных форм оврагов. Однако влияние
этих процессов, правда в меньшей степени, сказывается и далеко на юг от тундровой зоны -
всюду там, где выпадает снег и в оврагах формируются и сохраняются длительное время
снежники. Например, совершенно неожиданно для себя мы обнаружили в июне месяце
снежники в глубоких лесных, плотно затененных оврагах в Саратовской области, в районе
пос. Песчанка Аткарского района. Эти снежники выполняют здесь роль криоконсервантов
и препятствуют эрозии по днищу.
Недоучет мерзлотных условий в зоне умеренных широт также может привести к
результатам, резко отличным от таковых при обычном прогнозе только по жидкому стоку.
Натурные наблюдения на стационаре Боровской станции МГУ в Калужской области
показали, что при "дружной” весне, быстром сходе весеннего паводка по еще непротаяв¬
шему мерзлому основанию в днище оврагов сток может просто как бы скатиться в реку, не
произведя в овраге глубинной эрозии. Такой же "нулевой" эрозионный результат в оврагах
может быть и при "затяжной" весне, в условиях длительного периода ясной антицикло-
нальной погоды, ночных заморозках и слабых положительных температурах днем, когда
слабый сток в послеполуденные часы не может даже прочистить русло, и настоящая
глубинная эрозионная работа также не будет происходить (как это было, например, весной
1997 г.). Глубинная овражная эрозия может проявлятья лишь при наиболее благоприятных
условиях, когда перед паводком происходит глубокое термоэрозионное протаивание
грунтов. Лишь в таких случаях талый жидкий сток осуществляет глубинный и боковой врез
в оврагах, и гидрологические расчеты по жидкому стоку оправдываются при прогнозе роста
оврагов.
В лесной и лесостепной зонах развиты типичные овражные формы, описанные первыми
исследователями оврагов. Наиболее распространены овраги в лесостепной и степной зонах.
Это объясняется не только и не столько естественными природными факторами (интен¬
сивный талый и ливневой сток), сколько мощным антропогенным воздействием (вырубкой
лесов и распашкой земель). Здесь имеются наблюдения над развитием овражных форм от
их первоначального возникновения, бурного роста и вплоть до постепенного отмирания.
Одним из таких эталонных объектов, безусловно, можно считать овраг, описанный
Э.Э. Керном в 1897 г. [И] и через 90 лет обследованный группой сотрудников МГУ [12].
Овраг находится вблизи д. Красногорье (бывш. Ведьмино) Ефремовского района Тульской
области. Рост оврагов здесь начинался лишь при вырубке лесов в послереформенное время,
после 1861 г. За первые 60 лет своего развития, когда его исследовал Э.Э. Керн, длина его
достигла 417 м и он прорезал верхнюю пачку глин и суглинков мощностью до 20-25 м. В
последующие годы овраг продолжал активно расти, хотя скорость его роста значительно
снизилась из-за вреза в подстилающие плотные осадочные породы (известняки и доломиты
мощностью более 50 м). Общая длина оврага сейчас 617 м. При глубине базиса эрозии 75 м
предельная расчетная длина оврага может составить 1500 м, если не будут проведены
противоовражные мероприятия.
Во все расчеты роста оврагов по природным параметрам в районе интенсивного
сельскохозяйственного освоения вмешивается антропогенный фактор. Наверное поэтому
многие исследователи оврагов в этой зоне считали овраги типичными антропогенными
формами и не признавали существование естественных оврагов. Поскольку тенденции
развития процесса овражной эрозии в этих районах теснейшим образом связаны с темпами
и направлением хозяйственной деятельности человека, а последняя, по мнению этих
исследователей, однозначно развивается в сторону дальнейшей интенсификации, и рост
оврагов рисуется как безграничный, вплоть до водоразделов. Однако и тенденция развития,
и ее реализация в различных районах лесостепной и степной зоны далеко неоднозначны и
неравномерны.
Исследования группы сотрудников МГУ на юге Нечерноземья [6] показали эту неодно¬
значность и неравномерность на примере Орловской, Тульской и Рязанской областей.
Особенно наглядно это видно из сопоставления наших материалов и материалов спе¬
циальных овражных карт начала века, составленных А.С. Козменко [13]. Б.Ф. Косов провел
70
специальный анализ на примере бассейнов рек Зуша, Труды и Плава в Орловской и
Тульской областях [14]. Оказалось, что тенденция роста оврагов сохранилась лишь на
5-40% территории различных районов, но преобладает сокращение овражной сети - в
среднем на 70% территории, хотя появились участки с новыми растущими оврагами. Если
считать все овраги вместе (и отмирающие, и растущие), то их общее число увеличилось, но
при раздельном анализе на фоне образования новых оврагов происходит гораздо более
быстрое сокращение общего числа растущих оврагов в результате отмирания большого их
числа. Нет общей, четко выраженной тенденции только роста оврагов. Анализ показывает
неравномерность этого процесса как в пространстве, так и во времени.
Пульсации происходят не только по цикличным естественным причинам изменения
водности, но и по антропогенным причинам. Ведь и распашка земель не увеличивалась
равномерно год от года, а в военные годы (1941-1943) ее здесь или вообще не было, или она
была весьма незначительной, что привело к естественному зарастанию оврагов и их
отмиранию. Анализ материалов показывает, что процесс овражной эрозии дискретен и
неоднозначен как по отдельным районам, так, разумеется, и для природной зоны в целом.
Хотя, конечно, можно говорить об относительном увеличении интенсивности овражной
эрозии в районах и за период интенсивного сельскохозяйственного освоения.
Морфология оврагов лесостепной и степной зон описана многими исследователями, в
частности А.Г. Рожковым [15], имеется описание оврагов и в монографии "Овражная
эрозия" [6]. Подчеркнем здесь лишь характерные черты: 1) наличие свежего эрозионного
вреза, водобойного колодца в верховье оврага; 2) покрывающиеся растительностью и
постепенно выполаживающиеся склоновыми процессами бортовые откосы в средней части
оврагов; 3) наличие в большинстве случаев аккумулятивного конуса выноса в низовье
оврага. Об активности роста оврага можно судить либо анализируя скорости верхнего
эрозионного вреза, либо по объему аккумуляции в конусе выноса (если этот материал
сохраняется, например, на поверхности террасы или на днище балки, и не выносится рекой
по течению). Об отмирании оврага говорят, когда верхний врез зарастает и прекращается
его линейный рост. Хотя, как показали лабораторные экспериментальные исследования
И.И. Никольской [16], при прекращении линейного роста еще очень долго происходит
объемное и плановое расширение оврагов, т.е. рост его продолжается. Цикличность
эрозионно-аккумулятивных процессов в оврагах можно определить по погребенным
почвенным горизонтам в качестве маркирующих, производя анализ разрезов овражных
отложений в средней и нижних частях оврагов. Тенденции в развитии эрозионной сети
можно проследить и при общем анализе баланса наносов в разных звеньях сети: оврагах -
балках - малой реке. В частности, такие исследования проводились сотрудниками МГУ в
бассейне р. Протвы [5] и в ряде бассейнов малых рек степной зоны [17]. Общий вывод об
относительном увеличении интенсивности роста оврагов за антропогенный период
освоения распаханных территорий в лесостепной и степной зонах безусловно верен, но при
этом мы подчеркиваем, что процесс овражной эрозии дискретен и неоднозначен для
отдельных районов и отрезков времени, что эту тенденцию мы не распространяем на
ландшафтную зону в целом, в частности, ее нельзя распространить на неосвоенные или
малоосвоенные территории в других регионах, вне Европейской России.
Наблюдения за оврагами в пустынной зоне - в Узбекистане - показали, что по
морфологии они не похожи на типичные овраги средней полосы России. Пустынные овраги
сохраняют крутые эрозионные стенки не только в верховьях, но почти на всем протяжении
оврага. Они очень слабо зарастают, бортовые откосы слабо выполаживаются при процессах
осыпания. Овраги как бы "консервируются" в "свежем" эрозионном виде. Овраги в есте¬
ственных условиях образуются при очень редких ливнях. Антропогенные ирригационные
овраги широко распространены в районах освоения. Они имеют такой же морфологический
облик, как и естественные пустынные овраги: крутые бортовые откосы, четкие русловые
формы. Скорости роста ирригационных оврагов в Узбекистане иногда на порядок и больше
превосходят скорости роста оврагов умеренных широт: зафиксированы скорости до 400 и
даже 700 м/год [7]. Это объясняется легкой эрозионной размываемостью лёссовых пород
при наличии больших глубин базисов эрозии (i/p = 0,3-0,5 м/с, Н > 50 м). Пустынные овраги
являются в большей степени чисто эрозионными формами, поскольку склоновые процессы
в сухих лёссовых породах (осыпание и эоловое развевание) не так интенсивны, как в
гумидной зоне или на Севере. Однако овраги в песках здесь быстро нивелируются за счет
дефляции. В более плотных осадочных породах, например, вдоль обрыва плато Устюрт,
овраги также очень долго сохраняют крутые стенки эрозионных врезов; это могут быть и
сравнительно свежие врезы, и весьма древние формы, но все они носят черты типичных
71
овражных форм: по поперечному профилю - каньонообразные, V-образные и с плоским
днищем, по продольному профилю - ступенчатые и постепенно выполаживающиеся.
Пример исследования оврагов в различных природных зонах показывает, что анализ
зональных особенностей и типов развития овражной эрозии должен помочь перейти от
универсальных методов к выработке дифференцированного по зонам подхода к изучению
процесса и к созданию в дальнейшем зональных схем и блоков расчета при прогнозе
овражной эрозии, в котором были бы учтены как зональная специфика руслового стока,
так и зональные склоновые процессы на овражных склонах. Овражные формы многообраз¬
ны, поэтому необходимо учитывать их зональную специфику как при полевых геоморфо¬
логических исследованиях, так и при разработке расчетных методов.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Косое 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.
2. Любимов Б.П. Нивально-мерзлотный морфогенез в зоне субарктических тундр на равнинах
Европейского Севера СССР (на примере северо-запада Печорской низменности); Автореф. дис.... канд.
геогр. наук. М.: МГУ, 1969. 25 с.
3. Любимов Б.П. Типы оврагов и балок в тундре на севере Печорской низменности и Гыданского
полуострова // Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 1. М.: Изд-во МГУ, 1970. С. 162-171.
4. Жаркова Ю.Г., Любимов Б.П. Эрозионные процессы в тундровой зоне ЕТС // Вести. МГУ. Сер. 5.
География. 1990. № 3. С. 106-111.
5. Исследование стока воды и наносов на склоновых водосборах р. Протвы / Под ред. Чалова Р.С. и
Литвина Л.Ф. М., 1987. 210 с. Деп. в ВИНИТИ, № 6389-В87.
6. Овражная эрозия / Под ред. Чалова Р.С. М.: Изд-во МГУ, 1989. 168 с.
1. Любимов Б.П., Нигматов А.Н. Особенности проявления и региональные закономерности распро¬
странения овражной эрозии по территории Узбекистана // Девятое межвуз. коорд. совещ. по проблеме
эроз., русл, и устьевых процессов. Брянск., 1994. С. 81-83.
8. Воскресенский К.С., Земнихин В.К., Чистов С.В. Оценка и прогноз термоэрозионного оврагообразо-
вания на Севере Западной Сибири // М., 1987. 87 с. Деп. в ВИНИТИ, № 6450-В87.
9. Познании В Л. Природа овражной термоэрозии: Автореф. дис. ... докт. географ, наук. М.: МГУ, 1995.
33 с.
10. Косое Б.Ф., Константинова Г.С. Особенности овражной эрозии в тундре // Эрозия почв и русловые
процессы. Вып. 1. М.: Изд-во МГУ, 1970. С. 157-161.
11. Керн Э.Э. Овраги, их закрепление, облесение и запруживание / Изд. 3-е доп. М.: 1897, 159 с.
12. Зорина Е.Ф., Любимов Б.П., Морякова Л.А. и др. История и прогноз развития оврага, исследованного в
конце XIX в. Э.Э. Керном // Геоморфология. 1984. N2 3. С. 54-59.
13. Козменко А.С. Гидрологические исследования Тульской губернии //Тр. Тульского губ. земства по гидрол.
исслед. Тульской губ. М., 1912. 5 карт и объясн. зап. 15 с.
14. Косов Б.Ф. Рост антропогенной овражной сети в бассейнах рек Зуша, Труды и Плава // Вести. МГУ.
Сер. 5. География. 1981. № 3. С. 23-28.
15. Рожков АТ. Борьба с оврагами. М.: Колос, 1981. 200 с.
16. Никольская И И. Экспериментальные исследования формирования продольного профиля оврага // Вести.
МГУ. Сер. 5. География. 1977. № 4. С. 99-103.
17. Веретенникова М.В., Добровольская И.Г., Жук ИЛ. и др. Баланс наносов в геоморфологическом
эрозионно-аккумулятивном комплексе на малом водосборе // Экзогенные процессы и окружающая среда.
М.: Наука, 1990. С. 89-97.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 05.08.97
ZONAL FEATURES OF GULLY EROSION
B.P. LUBIMOV
Summary
Gullies occur in different climatic zones. In each zone gully erosion process has its own particularity: both in the
channel component and in the slope one. Eventually it effects geomorphological structure of gullies. These
particularities were investigated in tundra, forest, forest-steppe, steppe, and desert zones. Zonal features need special
approaches in field researches as well as in the development of the computative prognostic methods.
72
УЛК 551.468
© 1998 г. Л.Г. НИКИФОРОВ, Л.А. ЖИНДАРЕВ, Н.В. СУВОРОВ
К ВОПРОСУ О ПРОИСХОЖДЕНИИ БЕРЕГОВЫХ ДУГ1
Общеизвестно, что ведущим фактором развития береговой зоны морей и других крупных
водоемов является ветровое волнение и связанные с ним прибрежные течения. Считается
также установленной взаимосвязь наиболее значительных форм берегового рельефа и
плановых очертаний береговой линии с геологическим строением побережья и, в частно¬
сти, его структурным планом. Эти вопросы неоднократно поднимались в научной лите¬
ратуре, однако остаются дискуссионными, что объясняется сложностью взаимодействия в
береговой зоне этих берегоформирующих сил.
При анализе мелкомасштабных карт и аэрокосмических снимков любого побережья в
первую очередь бросаются в глаза некоторые особенности его строения, заключающиеся в
закономерном чередовании вдоль берега выступов и пологих бухт разных размеров и
очертаний. Причем такая картина характерна не только для современной береговой зоны,
но и для древних берегов, сформированных при более высоких уровнях стояния моря. При
этом давно замечено, что в стадии своей зрелости морской берег часто имеет вид серии
относительно симметричных абразионных или аккумулятивных дуг, вогнутых в сторону
суши и ограниченных своеобразными опорными участками - мысами. Последними могут
служить выходы в береговой зоне относительно слабо разрушаемых пород (абразионные
мысы) или более высокие, чем в вершине дуги, отрезки берега. Кроме того, в качестве
мысов довольно часто выступают современные или древние дельты, а также другие при¬
брежноморские аккумулятивные образования. Широкое распространение береговых дуг в
пределах побережий, по всей видимости, свидетельствует об общих закономерностях их
образования, механизм которого до сих пор недостаточно ясен, хотя и существует ряд
предположений о динамике этого процесса.
Считалось, например, что существование береговых дуг обязано прибрежным течениям,
действующим в поле силы Кариолиса, что, однако, плохо согласуется с природными дан¬
ными [1].
Вопрос о происхождении береговых дуг затрагивал и Ван Вин [2], по мнению которого
основные морфометрические характеристики подобных образований определяются равно¬
действующей приливных, ветровых и волновых течений. При этом под последними
понималась работа волн вообще.
По В.П. Зенковичу [1] основная причина формирования крупных вогнутостей береговой
линии - воздействие волн на берег и, в частности, рефракция их над подводным береговым
склоном. Главным же фактором, определяющим форму дуги и характер ее развития, автор
считал структуру волновой равнодействующей, под которой понимается последователь¬
ность смены волнений разного направления и силы на данном участке берега за длительный
промежуток времени. При этом оказывается, что волнения, близкие к нормальным (луч
волны перпендикулярен берегу), стремятся выровнить дугу, а вдольбереговые - наоборот,
углубить. По мнению В.П. Зенковича, наибольшей вогнутости береговая линия достигнет в
случае если на данный участок берега попеременно воздействуют вдольбереговые волнения
противоположных направлений и примерно одинаковой силы. В этом случае происходит
наиболее интенсивное перемещение наносов вдоль дуги, аккумуляция их у мысов и частич¬
ный вынос на соседние участки.
Если структура волновой равнодействующей такова, что отдельные величины, ее состав¬
ляющие, рассчитанные для разнонаправленных волнений, окажутся примерно равными,
образуются симметричные береговые дуги. Последние, в зависимости от условий форми¬
рования, могут иметь вид дуги, параболы или окружности [3]. Если же величины этих
разнонаправленных составляющих существенно отличаются друг от друга, происходит
образование асимметричных дуг, которые имеют вид полусердия [4, 5].
Развивая концепцию В.П. Зенковича, Б.А. Попов [3] пришел к выводу о том, что
параметры береговых друг при прочих равных условиях зависят от крутизны волн
открытого моря и угла их подхода к берегу. При этом радиус кривизны дуги возрастает
с увеличением крутизны волн и достигает максимума в интервале углов подхода волн от 30°
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проекты 96-05-64448 и 97-05-65089).
73
Геоморфологическая характеристика береговых дуг Каспийского моря
Местоположение оснований
Характеристика рельефа и отложений
Расстояние
Параметры
береговых дуг
между
волн, (LM,
мысами, км
^М’ *с)
Западный берег Каспийского моря
1. Северный мыс Кизлярского зали¬
ва - м. Брянская коса
Пологий залив, выработанный в
песках.
40
45/3/6
2. Мыс Брянская коса - мыс
«
24
«
Суюткина коса
3. Мыс Суюткина коса -
«
26
85/5/8
Новотеречное - Крайновка
4. Крайновка - северная часть
Аграханского полуострова
Западная часть залива - древняя
дельта Терека, восточная - бар.
Пески
30
«
5. Север Аграханского п-ва -
Северная часть бара. Пески.
32
120/7/10
аккумулятивный мыс в его средней
части
6. Мыс в средней части Аграханского
Южная часть бара. Пески.
36
85/5/8
п-ва - дельта р. Сулак
7. Дельта р. Сулак
Современные пески, супеси, глины
16
-
8. Дельта р. Сулак - мыс Сатун
Самый крупный залив врезанный на
севере - в песчано-галечных
отложениях, а на юге - в плотных
известняках
42
125/7,5/11
9. Мыс Сатун - мыс Бурун
Абразионная дуга врезанная в
известняки сармата, хазара и в
новокаспийские пески и галечни¬
34
120/7/10
10. Мыс Бурун - мыс Истису
ки
«
34
«
11. Мыс Истису - устье р. Рубас
«
32
«
12. Устье р. Рубас - дельта р. Самур
Аккумулятивная дуга сложенная
галькой, песками и супесью
28
■ ~
13. Дельта р. Самур
«
10
-
14. Дельта р. Самур - Набрань
Выположенная песчано-галечная
поверхность с участками размыва в
южной части
20
15. Набрань - Низовая
Плоская аккумулятивная поверхность
с участками размыва
36
~
16. Низовая - Ах-Зыбир
«
36
17. Ах-Зыбир - мыс Амия
«
26
18. Мыс Амия - Килязинская коса
Мысы связаны с хвалынскими или
новокаспийскими известняками и
ракушечниками. Между ними пески и
галька
26
19. Килязинская коса
Пески и галька
~10
-
20. Кизлярская коса - мыс Сарыкая-
Баши (Сумгаит)
Абразионная дуга выработанная в
известняках
~26
—
21. Мыс Сарыкая-Баши - мыс Калагя-
«
~26
-
Бильгя
22. Мыс Калагя-Бильгя - мыс Шоулан
«
~28
-
23. Мыс Шоулан - мыс Артем
«
20
-
24. Мыс Артем - Шахова коса
Абразионно-аккумулятивная дуга,
выработанная в известняках и песках
20
—
25. Южная часть Шаховой косы - ее
Песчаная коса
18
-
основание
26. Основание Шаховой косы - Мыс
Говсан
Абразионно-аккумулятивная дуга.
Мыс Говсан сложен известняками
18
-
74
Таблица (продолжение)
Местоположение оснований
береговых дуг
Характеристика рельефа и отложений
Расстояние
между
мысами, км
Параметры
волн, (LM,
hM, тс)
27. Мыс Говсан - мыс Султан
Абразионно-аккумулятивная дуга.
Мысы сложены известняками. Между
ними пологие песчаные бухты
12
-
28. Мыс Султан - мыс Шихов
«
12
-
29. Мыс Шихов - Военный выступ
То же. Военный выступ - грязевой
вулкан
16
"
30. Военный выступ - мыс Сангачал
Мысы сформированы грязевыми
вулканами, бухты - песками
16
31. Мыс Сангачал - мыс Алят
«
12
32. Мыс Алят - мыс Пирсагат
«
16
-
33. Мыс Пирсагат - мыс Бяндован
«
16
-
34. Мыс Бяндован - Нордотовый
Култук
То же самое. Култук - основание
современной дельты Куры
20
35. Дельта р. Куры
Современная глинисто-песчано-
галечная дельта 16 км
30
36. Дельта р. Куры - Зюйдостовый
То же, с участками размыва
16
-
Култук
37. Нефтечал - окончание Куринской
косы у Саратовки
Древняя песчаная дельта с участками
размыва
20
38. Окончание Куринской косы - залив
Кирова
Аккумулятивная дуга, сложенная
современными и древними выносами
Куры
20
39. Северный п-ов Сара - южный п-ов
То же, с участками размыва берега
14
-
Сара (Рыбачий пос.)
40. Южный п-ов Сара - Ленкорань
Восточный б
«
ерег Каспийского моря (с юга на север)
14
41. Мыс Окарем
Пологий мыс, сложенный песками и
глинами
14
-
42. Мыс Окарем - безымянный мыс
Аккумулятивная дуга, сложенная
песками и глинами
48
“
43. Безымянный мыс
Пологий мыс, сложенный песками и
глинами
14
—
44. Залив Агча-ада
Пологая аккумулятивная дуга,
сложенная песком
34
'
45. Старая дельта Аджа
Пологий выступ, сложенный песками
34
-
46. П-ов Эгридже - южная коса
Аккумулятивная песчаная дуга
26
-
Челекенского залива
47. Южная Челекенская коса - лбище
п-ова Челекен
Аккумулятивная песчано-галечная
дуга
24
'
48. Лбище п-ова Челекен - окончание
«
34
-
северной косы
49. Мыс Челекен - окончание
«
16
-
Красноводской косы 30 км
50. Окончание Красноводской косы -
пос. Аваза
Абразионно - аккумулятивная дуга.
Мыс Аваза сложен хазарскими
известняками
32
51. Пос, Аваза - мыс Аксенгир
Крупный выступ берега, состоящий из
3-х мысов, разделенных небольшими
заливами
18
52. Мыс Аксенгир - мыс Джафар
Пологие заливы, врезанные в
известняки
23
_
53. Мыс Джафар - мыс Кинаус
Чередование пологих выступов,
сложенных известняками и пологих
песчаных бухт
26
75
Таблица(окончание)
Местоположение оснований
береговых дуг
Характеристика рельефа и отложений
Расстояние
между
мысами, км
Параметры
волн, (LM,
^М’ Хс)
54. Мыс Кинаус - мыс Карши
22
55. Мыс Карши - мыс Кара-Богаз-Гол
Абразионно-аккумулятивная дуга.
Мысы сложены хазарскими
известняками. Пологая бухта
осложнена подводными и надводными
грядами известняков хазара
34
56. Мыс Кара-Богаз-Гол
Пологий мыс, сложенный хазарскими
известняками
10
-
57. Мыс Кара-Богаз-Гол - мыс Бекдаш
Абразионно-аккумулятивная дуга.
Мысы образуют выходы хазарских
известняков, а бухты сложены ,
оолитовыми песками
30
58. Мыс Бекдаш
Образован выходами известняковых
грядков, бухты сложены песками
20
-
59. Мыс Бекдаш - мыс Суэ
Абразионно-аккумулятивная дуга.
Мысы - выходы известняков, бухты
сложены песками
28
60. Мыс Суэ - мыс Мазарлы
«
28
-
61. Мыс Мазарлы - мыс Адамташ
Крупный выступ берега, состоящий из
нескольких мысов, сложенных
известняками
16
62. Мыс Адамташ - корневая часть
косы Киндерли
Абразионная дуга, врезанная в
известняки, и состоящая из двух
частей, разделенных подводной грядой
44
63. Коса Киндерли
Сложена песками и ракушей
26
-
64. Коса Киндерли - мыс Токмак
Абразионно-аккумулятивная дуга.
Мыс Токмак образуют выходы
известняков. В сторону косы бухта
сложена песками
28
65. Мыс Токмак - мыс Ракушечный
Абразионно-аккумулятивная дуга.
Мысы образуют известняки. Вершины
бухт сложены песками
32
66. Мыс Ракушечный - мыс Жиланды
«
34
-
67. Мыс Жиланды - мыс Песчаный
Абразионно-аккумулягивная дуга.
Мыс Жиланды представлен
известняками. Мыс Песчаный и
вершина бухты сложены песками
32
68. Мыс Песчаный - мыс Меловой
В основном аккумулятивная дуга,
сложенная песками. Мыс Меловой
образуют известняки
58
69. Мыс Меловой - мыс Скалистый
Абразионная дуга, сложенная
известняками
24
~
70. Мыс Скалистый - мыс Сагандык
«
28
-
71. Мыс Сагындык - мыс Урдюк
«
64
-
72. Мыс Урдюк - коса Баутино
Абразионно-аккумулятивная дуга.
Мыс Урдюк представлен
известняками. Далее бухта сложена
песками.
32
73. Мыс Тюб-Караган - мыс Багарджик
Абразионно-аккумулятивная дуга.
Мысы - выходы известняков. Бухты
сложены песками
24
74. Мыс Багарджик - мыс Жигылган
«
18
75. Мыс Жигылган - мыс Ащимурын
«
18
76. Залив Сарыташ
«
24
76
до 35,5°. Этим же автором отмечено и другое важное обстоятельство. Так, он считает, что
в пределах выровненного отрезка берега расход потока наносов вдоль его внешнего
контура - величина постоянная. При несоблюдении этого условия берег не может сохра¬
нить прямолинейность. В природе же, как известно, действует множество факторов,
способствующих нарушению постоянства характеристик потока. К ним относятся:
особенности геологического строения береговой зоны; вынос рыхлого материала реками;
разнообразие подводного рельефа и многие другие, не говоря уже о гидротехнических
сооружениях, построенных в приурезовой зоне. Таким образом, по мнению Б.А. Попова,
береговая линия в наиболее общем виде должна представлять собой серию различного вида
дуг, а прямолинейные участки являются лишь частным случаем развития берега.
Полностью принимая основные принципиальные положения о примате гидрогенных
факторов в процессах образования и эволюции береговых дуг, а также вывод о совре¬
менном плановом положении береговой линии, трудно, тем не менее, согласиться с
утверждением о прямой зависимости этих процессов от изменений в характере вдоль-
берегового перемещения наносов. Здесь, на наш взгляд, полностью искажены причинно-
следственные связи, присущие береговым процессам вообще и литодинамическим - в
частности.
Именно расчлененность берега, обусловленная существованием береговых дуг и разде¬
ляющих их мысов - первопричина нестационарности волнового поля над подводным бере¬
говым склоном, дискретности потока волновой энергии, а следовательно, и водных масс,
провоцирующих генерацию в пределах отдельных вогнутостей берега ячеистой циркуляции
прибрежных вод и связанных с ней разрывных течений. Последние выносят значительные
объемы рыхлого материала из приурезовой зоны на большие глубины, изымая их из
бюджета наносов и являясь, таким образом, главным фактором, определяющим основные
черты современной динамики берегов. Масштабность же этого процесса напрямую зависит
от морфометрических показателей береговых дуг - радиусов их кривизны и расстояний
между мысами, выражающих в общем случае степень расчлененности берега.
И если характер плановых очертаний береговых аккумулятивных дуг и зависимость его
от крутизны волн и угла их подхода к берегу довольно полно и обоснованно охарактери¬
зованы в уже цитированной работе Б.А. Попова [3], то второй показатель (расстояния
между мысами) и его взаимосвязи с основными берегоформирующими процессами по-преж¬
нему остаются вне поля зрения исследователей. Для подхода к решению этой непростой, но
чрезвычайно важной задачи нами был проведен геоморфологический и морфоструктурный
анализ береговых дуг, расположенных в пределах западного и восточного побережий
Каспийского моря, характеризующегося широким спектром природных условий и факто¬
ров, участвовавших и участвующих в формировании как древних, так и современных его
берегов.
Морфометрический анализ побережья Каспия показал, что его береговая зона пред¬
ставляет собой систему абразионных и аккумулятивных береговых дуг, разделенных
мысами. Последние по способу образования и размерам можно условно разделить на две
группы (Табл.; Рис. 1).
К первой относятся крупные слабовыпуклые аккумулятивные выступы берега длиной
10-15 км, формирующиеся на отмелых песчаных побережьях и постепенно переходящие в
пологие дуги, тянущиеся вдоль берега на расстоянии 25-30 км. Мысы и расположенные
между ними бухты сложены в основном песками. Подобные формы наблюдаются в
настоящее время на севере Кизлярского залива и в районе Брянской и Суюткиной кос.
К ним же относятся мысы Окарем, Агча и др.
На отдельных участках в условиях почти ровного берега отмечаются чрезвычайно
пологие выступы, выделяемые только на крупномасштабных картах. Они сложены песком с
примесью гальки и характеризуются довольно интенсивным размывом своего внешнего
края. К таким образованиям можно отнести выступы в средней части Аграханской косы,
южнее дельты р. Самур, у пос. Мухтадир, южнее дельты Куры и др.
К крупным мысам относятся также выступы берега, соответствующие древним и
современным дельтам рек Терек, Сулак, Самур, Кура и др., сложенные аллювиальными
галечно-песчано-глинистыми накоплениями.
Вторую группу составляют относительно небольшие мысы, выработанные в древних
известняках, а также в сцементированных прибрежно-морских аккумулятивных образова¬
ниях бакинского, хазарского и новокаспийского возраста. Они довольно четко выделяются
в рельефе и широко распространены в пределах побережья Каспия. В частности, на запад¬
ном берегу к образованиям такого типа относятся мысы Сатун и Бурун, а также выступы
77
ТВ
79
Рис. 2. Корреляционные графики зависимости размеров береговых дуг от параметров волнений
1 - длина волны (L), 1% обеспеченности; 2 - высота волны (А), 1% обеспеченности; 3 - период вол¬
ны (т), 1% обеспеченности; 4 - высота волны в среднемноголетнем режиме (А): А - глубокая вода,
1%-ная обеспеченность; Б - зона первого обрушения, 1%-ная обеспеченность
берега у Дербента и Килязинской косы. На восточном - лбище Челекена и несколько
небольших мысов, расположенных к северу от него (Авазы, Аксенгир, Кинаус, Кара-Богаз-
Гол, Бекдаш, Адамташ и др.). В районах грязевулканических проявлений подобные мысы
образуют конусы грязевых вулканов, расположенные в приурезовой зоне (мысы Сангачал,
Алят, Пирсагат и др.).
Принято считать, что местоположение мысов в береговой зоне полностью контроли¬
руется структурным планом побережья и, следовательно, является случайным фактором в
его развитии. Однако детальный морфоструктурный анализ прибрежной территории и дна
показал относительную несостоятельность подобных утверждений. Безусловно, отмечается
довольно много примеров полного совпадения выступов берега с положением локальных
брахиантиклинальных структур, выходящих к урезу. Но при этом в другой половине
случаев аналогичные структуры располагаются как в вершинах береговых дуг, так и на
подводном береговом склоне и в пределах суши, достаточно удаленной от уреза (рис. 1).
В то же время бросается в глаза следующее обстоятельство. Береговые дуги, распо¬
ложенные в пределах обоих побережий средней, а также юго-восточной частей Каспий¬
ского моря, имеют максимальные и примерно одинаковые размеры независимо от их вида и
особенностей геологического строения берегов. В юго-западном же секторе Каспия
размеры дуг становятся значительно меньше, а в пределах чрезвычайно отмелого северного
побережья они отсутствуют вообще. При сравнении указанных в таблице и на рис. 1 мор¬
фометрических характеристик береговых дуг с длиной разгона волн преобладающих
волнений, имеющих здесь субмеридиональное направление, становится совершенно очевид¬
ным, что вогнутостям берега с максимальными расстояниями между разделяющими их
мысами соответствуют наибольшие длины разгона волн, которые, в свою очередь, проходят
над самыми глубокими участками акватории Каспийского моря. Следовательно, к берегам
этих районов должны подходить наиболее длинные и высокие волны. В юго-западной части
моря вследствие значительного сокращения длин разгона преобладающих волн параметры
последних должны быть существенно меньше. В пределах северного Каспия, где разгон
волн юго-восточного направления весьма значителен, развитию волнения препятствует
80
чрезвычайная отмелость и, соответственно, большая протяженность подводного берегового
склона, проходя над которым волны практически полностью трансформируются и теряют
свою энергию.
Расчеты элементов волн открытого моря и волн в зоне первого обрушения, выполнен¬
ные сотрудниками ЧО ЦНИИС как для волнений 1%-ной обеспеченности, так и в средне¬
многолетнем режиме, подтвердили эти предположения. Они позволили также провести
элементарный статистический анализ, результаты которого отображены на корреля¬
ционных графиках, построенных для дагестанского побережья Каспийского моря (рис. 2).
На графиках, по осям абсцисс которых отложены расстояния между мысами, раз¬
деляющими береговые дуги, а по осям ординат - параметры подходящих к ним волн (длина,
высота и период), совершенно четко прослеживается экспоненциальная зависимость между
анализируемыми величинами с высокой степенью корреляции. С увеличением основных
параметров волн, подходящих к каждому конкретному участку побережья, возрастают и
размеры береговых дуг (расстояния между мысами их разделяющими). Причем эта
зависимость сохраняется как для волнений 1%-ной обеспеченности (на глубокой воде и в
зоне обрушения волны), так и в среднемноголетнем режиме в пределах тех же участков
акватории.
Таким образом, помимо факторов и условий, влияющих на формирование и развитие
береговых дуг и отмеченных в работах упоминавшихся выше исследователей, выявляется
новый, непосредственно относящийся к ведущему берегоформирующему фактору - морско¬
му волнению, а именно, основные параметры волн, подходящих к берегу.
Одной из причин образования береговых дуг Каспийского моря, тесно связанных с
режимом волнения, могут являться так называемые вихри Россби [6], возникающие на
границе квазистационарных течений, зафиксированных вдоль побережий Каспия. По дан¬
ным В.Б. Штокмана [7], а также, базируясь на более поздних источниках £8], стержень
одного из таких течений, прослеживающегося у западных берегов Каспийского моря,
следует вдоль изобаты 50 м (30-40 км от берега), имея ширину потока равную 20-30 км.
При усилении ветров и генерируемых ими волнений в этом потоке возникают волно¬
образные отклонения, которые приводят к формированию в прибрежной зоне отдельных
квазистационарных вихрей циклонического вращения, образование которых связано с
гидродинамической неустойчивостью основного течения. Расчетами установлено, что раз¬
меры вихрей Россби для западного побережья Каспия составляют величину от 15 до 40 км
[8], что также хорошо коррелируется с размерами береговых дуг (Рис. 1; Табл.).
К сожалению, отсутствие достоверных данных по ветро-волновому режиму других
побережий не позволяет распространить отмеченные закономерности на все прибрежные
районы Каспийского моря. Поэтому полученные результаты следует считать предва¬
рительными и относящимися к конкретному (хотя и значительному) отрезку побережья -
дагестанскому.
Выводы
1. Большая часть побережья Каспийского моря представляет собой систему береговых
дуг, разделенных абразионными или аккумулятивными мысами, образованными как
плотными коренными породами, так и рыхлыми отложениями.
2. Местоположение мысов и береговых дуг часто не зависит от структурного плана
побережья.
3. Размеры береговых дуг находятся в экспоненциальной зависимости от основных
параметров волн (длины, высоты и периода), что со всей очевидностью свидетельствует об
активном участии последних в образовании этих крупных форм рельефа побережья.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Зенковин В.П. Основы учения о развитии морских берегов. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 700 с.
2. Van Veen J. Onderzoeklingen in de Hoofden // Vanwege het Ministerie Van Waterstaat. 1936. P. 47-51.
3. Попов Б.А. Приближенный анализ формы слабовогнутых аккумулятивных береговых дуг // Перемещение
наносов и генезис россыпей тяжелых минералов в береговой зоне моря. М.: Наука, 1965. С. 160-167.
4. Silvester R. Sediment movement around the coastlines of the world // Conference on civil engineering problems
overseas. Paper No 14, London, 1962. P. 385-372.
5. Silvester R. Coastal processes // Natur. 1962. V. 196. No 4857. P. 1132-1139.
81
6. Rossby C.G. Dynamics of Steady Ocean current in the light of experimental fluid // M. Chanics. Pap. In Phys.
Oceanogr. And Meteor. V. No 1, Cambridge, Mass., 1936. P. 76-87.
7. Штокман В.Б. Исследование кинематики течений западного берега в средней части Каспийского моря.
Изв. Азерб. Научно-исследоват. рыбохоз. станции. Вып. 1. Баку. 1938. 75 с.
8. Каспийское море. Гидрология и гидрохимия. М.: Наука, 1986. 261 с.
Московский государственный университет Поступила в редакцию
Г еографический факультет 05.04.96
ON THE ORIGIN OF COASTAL ARCS
L.G. NIKIFOROV , L.A. ZHINDAREV, N.V. SUVOROV
Sum m a г у
The formation of coastal arcs - the largest landforms indicating the ambayment of the coast is analyzed from the
new point of view. Their location doesn’t thoroughly depend on the structural pattern of the coast as it was supposed
earlier and their size to a large extent depends on wave parameters.
УДК 551.4+551.7+552.0(235.222)
© 1998 г. И.С. НОВИКОВ
РОЛЬ ТЕКТОНИКИ В ЭВОЛЮЦИИ РЕЛЬЕФА ГОРНОГО АЛТАЯ
Горный Алтай - наиболее высокая горная система Сибири и Дальнего Востока. Мы
рассмотрим его южную часть, где новейшее горообразование проявилось наиболее ярко.
История геолого-геоморфологических исследований Алтая охватывает более 150 лет и
рассмотрена нами в специальной работе [1], поэтому здесь мы ограничимся обзором только
ключевых моментов в развитии представлений о природе рельефа.
Первым специалистом, высказавшим определенное мнение о природе макрорельефа
Горного Алтая, был П.А. Чихачев, который считал, что современные горные сооружения
на его территории возникли в результате складчатости в конце девонского периода [2].
Такие представления просуществовали до начала нашего века, когда В.А. Обручев предпо¬
ложил, что горы Алтая возникли в результате вертикальных дифференцированных блоко¬
вых движений более молодого времени [3]. Тогда же были представлены доказательства
сводового характера воздымания [4]. После дискуссии между сторонниками этих точек
зрения на страницах геологических изданий, к 30-м гг. нашего века установилось мнение,
что общее сводовое воздымание предшествовало дифференцированным блоковым дви¬
жениям.
Эта точка зрения дошла почти без изменений до наших дней. Характер тектонических
движений более не вызывал сомнений, были значительно конкретизированы лишь пред¬
ставления о новейшей блоковой структуре, времени ее формирования и, в результате,
составлены карты новейшей тектоники, основой для которых послужила топография [5, 6].
Однако существующие представления о рельефе и неотектонике Алтая все еще остаются
слишком общими и не соответствуют современному уровню развития естествознания.
Геоморфологическая изученность юго-востока Алтая явно не соответствует его гео¬
логической изученности, а также огромному количеству накопленного фактического мате¬
риала о строении рельефа. Историю развития рельефа юго-восточного Алтая можно
восстановить двумя различными путями. Первый и наиболее разработанный путь основан
на геоморфологической интерпретации разрезов коррелятных рельефу отложений. Этому
благоприятствует наличие в пределах рассматриваемой территории обнажений, где сохра¬
нился относительно полный разрез отложений, начиная с верхнего мела [5], а по послед¬
ним данным, полученным в ходе крупномасштабной съемки Курайского хребта и примы¬
кающих территорий, - и с верхней юры. Попытки палеогеографической интерпретации
82
мезо-кайнозойских отложений неоднократно предпринимались разными исследователями
[5-8].
Второй путь практически не разработан [9, 10]. В основе этого метода изучения истории
развития рельефа лежит положение о сосуществовании в современном рельефе разновоз¬
растных элементов, пространственное соотношение которых несет информацию о последо¬
вательности их формирования. Первое же знакомство с геоморфологическим строением
юго-востока Горного Алтая показывает, что подавляющее большинство элементов рельефа
сформировалось в условиях, принципиально отличных от ныне существующих. Это
относится как к аккумулятивным, так и к денудационным элементам.
Наиболее древними элементами рельефа территории являются субгоризонтальные дену¬
дационные поверхности, встречающиеся в настоящее время на самых разных гипсометри¬
ческих отметках. Если их попытаться мысленно объединить в единую поверхность, выяс¬
няется, что они распространены закономерно и являются фрагментами нескольких, (обыч¬
но до трех, редко - более), разновысотных денудационных поверхностей, слабо искривлен¬
ных, слегка наклоненных в разные стороны, разделенных четкими уступами. Поскольку для
ряда таких уступов доказано, что они связаны с перемещением блоков по разломам, ло¬
гично предположить, что эти разрозненные фрагменты в прошлом принадлежали единой
глобальной поверхности выравнивания. Все сохранившиеся фрагменты этой единой поверх¬
ности, как правило, невелики (1-2 км в поперечнике) и практически горизонтальны (0-2°).
Столь обширная денудационная поверхность, развитая по хорошо литифицированным гор¬
ным породам, не могла целиком иметь углы наклона в диапазоне 0-2°. Очевидно, что со¬
хранились участки плоских невысоких водоразделов, в то время как долины были углуб¬
лены и изменены в ходе последовавшего расчленения. Такая обширная денудационная
равнина могла сформироваться только вблизи базиса денудации, и должна была иметь от¬
носительно небольшие абсолютные отметки высот. Относительно времени формирования
этой денудационной поверхности можно сказать только то, что она возникла в течение
большого перерыва в осадконакоплении на данной территории, который продолжался с
конца палеозоя и захватил почти весь мезозой.
Следующим событием после формирования денудационной поверхности стало ее рас¬
членение широкими неглубокими пологосклонными долинами. Оно могло возникнуть как в
результате регионального плавного воздымания с амплитудой в первые сотни метров, так и
в результате снижения уровня Мирового океана на ту же величину, значительного увели¬
чения количества осадков или иных изменений климата. Склоны образовавшихся долин
имели углы наклона 2-5°, редко до 12°. В несколько видоизмененном виде долины этого
типа сохранились в бассейне Уландрыка, Ташантинки, в центральной части плоскогорья
У кок и в ряде других мест. Фрагменты склонов этих долин сохранились повсеместно в
приосевых частях высоких хребтов юго-востока Алтая, где они обрамляют остатки
поверхности выравнивания. В пределах широких днищ этих долин происходило накопление
продуктов химического выветривания с образованием коры выветривания, с которой
начинается разрез новейших отложений рассматриваемой территории. Синхронно с
процессом образования долин происходило заложение основных современных межгорных
впадин. Судя по строению накопленных в межгорных впадинах толщ, прогибание впадин
постепенно продолжалось в течение всего периода с позднего мела и кончая плиоценом [5]
и компенсировалось параллельным накоплением толщ водных континентальных осадков.
Очередной этап врезания произошел в начале четвертичного периода. Начиная с этого
момента во впадинах Алтая прекратилась пресноводная седиментация. Врезающиеся
долины имели хорошо выраженный V-образный профиль. Крутизна склонов этих долин
составляет 28-30°. Этот этап врезания произошел в результате блоковых движений, о чем
свидетельствует формирование тектоногенных уступов, возникших в это же время в
результате дифференцированных движений блоков по разломам, разнесших на разные
гипсометрические отметки фрагменты поверхности выравнивания и сопряженные с ними
склоны пологих равнин первого этапа врезания. В результате блоковых движений возникли
все основные элементы современного рельефа территории. В воздымание были также
вовлечены краевые части отложений межгорных впадин, которые при этом интенсивно
дислоцированы, а затем срезаны денудацией с образованием наклонных предгорных
денудационных равнин с углами наклона 4-5°. Молодые V-образные долины получили
широкое развитие на большей части юго-востока Алтая, за исключением участков,
испытавших относительно слабое воздымание, где сохранились в малоизмененном виде
пологосклонные долины первого этапа врезания.
Последним крупным событием* в истории развития рельефа юго-востока Алтая стали
83
Рис. 1. Типологическая схема геоморфологического районирования юго-восточной части горного Алтая.
Границы, выраженные как: 1 - долины тектоногенные. 2 - уступы тектоногенные, 3 - границы рас¬
пространения рыхлых отложений впадин, 4 - низкогорные хребты и ступени высокогорных хребтов, 5 -
среднегорные хребты и ступени высокогорных хребтов, 6 - высокогорные хребты и массивы; плоскогорья:
7 - высокогорные, 8 - среднегорные; межгорные впадины: 9 - денудационно-аккумулятивные части, 10 -
денудационные части
четвертичные оледенения, захватившие почти всю его территорию. Характер оледенения в
решающей степени определялся геоморфологическим фактором. В высоких горных хребтах
и массивах, образовавшихся на месте приподнятых неотектонических блоков, развилось
мощное горно-долинное оледенение, сопровождавшееся образованием глубоких V-образ-
ных долин. Горно-долинные ледники из-за больших продольных уклонов активно двигались
по долинам и, хотя они почти их не углубили, но придали им волнистый продольный
профиль и расширили. Объем вынесенного при этом материала был соизмерим с объемом
выноса за обе предшествующие стадии врезания. В пределах плоскогорий с пологими
долинами первого этапа врезания сформировались полупокровные ледники, которые по¬
служили скорее фактором их консервации. При их таянии образовались лишь небольшие
врезы в днища этих долин. Судя по распределению морен, ледники последнего оледенения
полностью занимали высокогорные впадины (типа Сорлукульской, Тархатинской и Бертек-
ской) и заканчивались на периферии впадин с более низкими гипсометрическими положе¬
ниями днищ (типа Курайской и Чуйской). В ходе сокращения последнего оледенения в
межгорных впадинах сформировались обширные флювиогляциальные шлейфы, образую¬
щие наряду с моренными комплексами аккумулятивную часть их поверхности.
В макрорельефе юго-восточной части Горного Алтая выделяются три типа положитель¬
ных форм: горные хребты, горные массивы и плоскогорья, а также один тип отрицательных
форм - межгорные впадины, подробно описанные нами в специальной работе [10].
Как положительные, так и отрицательные формы макрорельефа рассматриваемой
территории связаны с неотектоническими блоками разной конфигурации и вертикальной
составляющей перемещения. Вероятно все неотектонические блоки испытали воздымание
на новейшем этапе. Даже реликты поверхности выравнивания в центральных частях меж¬
горных впадин, погребенные под мощной толщей кайнозойских отложений, нередко нахо¬
дятся ныне на абсолютных высотах 500-700 м над уровнем моря. В пределах наиболее
отставших в воздымании относительно изометричных блоков, сформировались межгорные
84
Рис. 2. Схема дешифрирования аэрофотоснимка зоны сочленения Курайского хребта и Чуйской впадины
Условные обозначения (7-5) и цифры на контурах снимка см. на рис. 3
впадины: на месте незначительно приподнятых над ними крупных изометричных блоков
образовались плоскогорья; узкие протяженные возвышенные блоки послужили основой для
образования горных хребтов, а небольшие возвышенные изометричные блоки дали начало
формированию горных массивов.
Выделяются четыре типа границ между формами макрорельефа и их крупными элемен¬
тами (рис. 1, 2, 3). Все они первоначально располагались на месте новейших разломов,
однако впоследствии могли несколько переместиться в сторону в ходе развития рельефа в
процессе разрушения приподнятых блоков и аккумуляции в пределах относительно опущен¬
ных блоков.
Ширина горных хребтов обычно составляет до 50-60 км, а длина-превышает ширину в
2-5 раз. В поперечном разрезе они имеют, как правило, характерное блоковое строение,
когда плавно снижающаяся к краям поверхность, объединяющая высотные отметки водо¬
разделов с углами наклона в диапазоне 0-12°, резко сменяется ограничивающим хребет
уступом с углом наклона 28-30°. Абсолютные высоты водораздельных частей хребтов рас¬
сматриваемой территории лежат в диапазоне от 2 500 до 4 500 м, их превышение над под-
85
Рис. 3. Блок-диаграмма зоны сочленения Курайского хребта и Чуйской впадины. 1 - элементарные
поверхности мезорельефа (ЭПМ), границы между элементарными поверхностями; 2 - гребни и бровки: а -
резкие, б - скругленные; 3 - тыловые швы; 4 - границы между элементарными поверхностями с разным
микрорельефом; 5 - элементы гидросети: реки: а - крупные, б - мелкие, в - озера; 6 - скальные породы
кембрия, ордовика, девона; 7 - слаболитифицированные породы палеогена и неогена; 8 - рыхлые четвер¬
тичные отложения. Перечень ЭПМ (цифры на снимке и блок-диаграмме)
1 - реликты древнего выровненного рельефа; 2 - пологие склоны долин первого этапа врезания; 3 -
тектоногенные уступы; 4 - склоны предгорные: а - ненарушенные, б - смещенные новейшими движениями,
в-д - осложненные: в - озерными террасами, г - эрозионными рытвинами, д - термокарстовыми котло¬
винами; 5 - борта каров и трогов: а - скальные, б - частично покрытые осыпями; 6 - борта V-образных
долин: а - скальные, б - покрытые склоновыми отложениями; 7 - обвалы и оползни: а - оползневые и об¬
вальные тела, б - стенки отрыва; 8 - осыпные конусы и шлейфы; 9 - днища трогов и межгорных впадин:
а - экзарационные, г - покрытые бугристыми моренами, д - покрытые сглаженными моренами; 10 - флю-
виогляциальные формы: а - шлейфы, б - конусы; 11 - аллювиальные формы: а - пойма, б - пойма с налед-
ными полянами; 12 - эрозионные ложбины: а - постоянных, б - временных водотоков; 13 - пролювиальные
конусы выноса
ножьем ограничивающего уступа обычно от 1 000 до 2 000 м, глубина долин колеблется в
пределах 300-1 000 м.
Для хребтов юго-восточной части Горного Алтая характерно двухчленное строение,
когда параллельно главному водоразделу их макросклоны нарушают один или несколько
тектоногенных уступов, разделяя хребты на верхнюю и нижнюю ступени. Там, где соседние
долины сближены бортами или верховьями, водоразделы отрогов и самого хребта имеют
гребневидный характер, но чаще в приводораздельных частях сохраняются реликты упло¬
щенного древнего рельефа. Долины, дренирующие высокие части хребтов, обычно имеют
характер трогов, в более пониженных частях они V-образные. В нижней части они перпен¬
дикулярны линии главного водораздела, а в верховьях часто повернуты под прямым углом
86
по отношению к своей нижней части и расположены параллельно линии главного водораз¬
дела и линиям подножья уступов. Очевидно, что ориентировка, размеры и конфигурация
хребтов в целом определяются тектоническими причинами, а судя по повсеместной сохран¬
ности фрагментов древнего рельефа, свидетельствующих о том, что абсолютные высоты
хребтов не испытали существенного снижения в процессе денудации, пошедшей по пути их
расчленения, абсолютные высоты хребтов также определяются только вертикальной
составляющей неотектонических движений блоков, образующих их основу.
Горные массивы изометричны. Их размеры в поперечнике составляют обычно от 20 до
40 км. Если не считать их конфигурации в плане, они во многом сходны с горными хреб¬
тами. Они имеют аналогичный поперечный разрез, в них также могут выделяться высокая и
нижняя ступени. Абсолютные высоты водораздельных частей хребтов, характер долин и
водоразделов также во многом похожи на соответствующие характеристики хребтов. Доли¬
ны дренируют склоны горных массивов и направлены в разные стороны от центральной
части массива. В отдельных случаях все отроги массива собираются в одной точке, и там
располагается главная водораздельная вершина - орографически выраженный центр масси¬
ва, но чаще две или более глубоко врезанные в массив долины соединяются верховьями,
образуя сквозные долины, при этом возникают несколько орографических центров с при¬
близительно равными высотами. Горные массивы обычно располагаются на продолжении
горных хребтов. В неотектоническом плане они соответствуют, вероятно, небольшим бло¬
кам, испытавшим значительное воздымание и занимающим промежуточные позиции между
более крупными блоками.
Плоскогорья существенно отличаются от других форм макрорельефа. Как правило, они
слабо вытянуты в субширотном направлении, имеют до 70 км в длину и до 50 км в ширину,
неглубоко расчленены пологосклонными долинами и представляют собой слабо изменен¬
ные большие участки древнего рельефа, вознесенные на значительные высоты в ходе
неотектонической активизации. Гидросеть здесь имеет хорошо выраженный дендровидный
характер. Высоты плавно изменяются от краевых частей к осевым. Разница абсолютных
высот в краевых и центральных частях плоскогорий составляет обычно 500-700 м, макси¬
мальные абсолютные высоты колеблются от 2 900 до 3 200 м. Как главные, так и боковые
водоразделы имеют увалистую форму, местами в них врезаны небольшие кары. Главные
водораздельные линии в плане сильно извилисты, в связи с тем, что водосборные воронки
дренажной сети противоположных макросклонов поочередно вдаются в осевую часть
плоскогорий. Если при возникновении горных хребтов и массивов ведущую роль играли
интенсивно восходящие неотектонические движения блоков по разломам, о чем свиде¬
тельствуют тектоногенные уступы, ограничивающие эти формы и разделяющие их на
разновысотные ступени, то плоскогорья возникли в результате слабого сводообразного
воздымания.
Межгорные впадины рассматриваемой территории отличаются друг от друга по разме¬
рам в плане и по высотному положению днища. Все впадины несколько вытянуты в суб¬
широтном направлении. Их длина колеблется от 15 до 80 км, а ширина - от 5 до 40 км,
абсолютные высоты днищ - от 1 500 до 2 500 м. В отличие от горных хребтов, массивов и
плоскогорий в строении впадин, наряду с денудационными поверхностями, основную роль
играют аккумулятивные образования. Продукты аккумуляции, вынесенные по долинам из
окрестных гор, образуют обширные моренные поверхности в высоких впадинах и водно¬
ледниковые в более низких. В настоящее время они денудируются и реки выработали в них
широкие ящикообразные долины глубиной в центральных частях в первые метры и десятки
метров, а по периферии и до первых сотен метров. Поскольку поверхности неотектоничес¬
ких блоков, отставших в ходе воздымания, с которыми связано образование межгорных
впадин, обнажаются из-под рыхлых отложений лишь на отдельных участках в краевых
частях впадин, а рыхлые отложения вскрыты только единичными скважинами, далеко не
всегда можно установить характер и высоту расположения погребенных частей блоков.
При сопоставлении древних геологических образований, которые слагают все положи¬
тельные формы рельефа района, не отмечается прямой генетической связи между геоло¬
гическим и геоморфологическим строением.
Состав кристаллических пород, выходящих на дневную поверхность в пределах горных
сооружений рассматриваемой территории, благоприятен для проявления избирательной
денудации. Здесь развиты такие устойчивые к денудации породы, как гранитоиды, кристал¬
лические сланцы и известняки, залегающие среди малоустойчивых к денудации песчано¬
сланцевых толщ. Однако на уровне макрорельефа различия в вещественном и структурном
строении горных пород практически не проявляются. Почти все крупные элементы макро¬
87
рельефа территории включают в себя несколько областей распространения пород разных
структурно-литологических типов, что никак не проявляется в их мезорельефе. Так, в
пределах Южно-Чуйского хребта соседствуют вершины с отметками около 4 000 м, сложен¬
ные кристаллическими сланцами теректинской свиты и песчано-сланцевыми отложениями
горноалтайской свиты. Высокая ступень хребта Чихачева, в строении которой преобладают
девонские терригенно-сланцевые толщи, пронизанные гранитоидными интрузиями, со¬
седствует с Тапдуайрским массивом, сложенным девонскими сланцевыми отложениями. В
пределах плоскогорья Сайлюгем представлены породы пяти структурно-литологических
комплексов, при этом его геоморфологическое строение на макро- и мезоуровне исключи¬
тельно однородно. Нельзя утверждать также и то, что границы между формами макро¬
рельефа повсеместно проходят по смене структурно-литологических комплексов.
Связь между нормальными стратиграфическими и интрузивными границами и полями
распространения структурно-литологических типов не наблюдается.
Избирательная денудация проявляет себя только на уровне микрорельефа, особенно в
пределах участков древнего выровненного рельефа, где встречаются отпрепарированные
выходы устойчивых пород, как это имеет место в осевой части Курайского хребта, где на
древней пологой поверхности, сложенной кристаллическими сланцами и гнейсами, отчет¬
ливо выступают гранитогнейсовые гряды. Структурно-литологические свойства коренных
пород иногда проявляются и в рельефе долин, расчленяющих хребты. Так, в долинах цент¬
ральной части Южно-Чуйского хребта, сложенной кристаллическими сланцами и гнейсами,
дающими при разрушении много песка, развит эоловый микрорельеф, чего не наблюдается
в других хребтах, сложенных эффузивно-осадочными образованиями. Есть все основания
полагать, что избирательная денудация древних геологических образований практически не
сыграла никакой роли в формировании крупных элементов геоморфологической структуры
юго-восточной части Горного Алтая, однако ее роль повышается по мере понижения ранга
рассматриваемых геоморфологических объектов.
Поскольку рельеф древних складчатых горных сооружений был уничтожен в эпоху
выравнивания, длившуюся почти весь мезозой, можно говорить об обновлении древних
тектонических линий в ходе новейшей тектонической активизации. Сравнительный анализ
тектонической и геоморфологической схем рассматриваемой территории показывает
наличие в ее пределах трех тектонических элементов, отчетливо выраженных в совре¬
менном рельефе. Это тектонические выступы, сложенные метаморфическими породами и
ограниченные зонами глубинных разломов. Курайско-Телецкий выступ совместно с
Оройским выступом в современном рельефе выражен Кубадринским горным массивом и
верхней ступенью Курайского хребта. Теректинский выступ выражен в виде верхней
ступени Теректинского хребта и выступа на поверхности нижней ступени Катунского
хребта. Катуно-Чуйский выступ соответствует осевым зонам верхних ступеней Катунского
и Южно-Чуйского хребтов. Таким образом, на новейшем этапе тектонической активизации
возобновились движения практически по всем глубинным разломам, и все без исключения
зоны метаморфических пород испытали воздымание.
Относительно характера движений по новейшим и обновленным глубинным разломам
данных мало. Все они касаются южной границы Курайско-Телецкого выступа, где еще в
30-е гг. в ходе разведки ртутных и угольных месторождений были вскрыты штольнями и
канавами тектонические контакты новейшего возраста. Они оказались надвигами [11, 12].
Более поздние работы [13] подтвердили, что Курайский хребет надвинут на Чуйскую и
Курайскую впадины и что по разломам, оперяющим основной глубинный разлом, также
произошли надвиговые движения (рис. 4).
Следует отметить, что многие границы между элементами макрорельефа, если только
они не совпадают с обновленными разломами, не отражены на геологических картах. В то
же время по комплексу геоморфологических признаков часто несомненна их тектоногенная
природа. Крутые прямолинейные склоны, не связанные с эрозионной деятельностью и
избирательной денудацией, часто образующие односторонние уступы высотой 300-500 м,
пересекающие речные долины, просто не находят другого объяснения. Кроме того, их
сочетание в плане дает характерную картину блоковых дислокаций под воздействием гори¬
зонтального сжатия по оси субмеридионального простирания с развитием сдвиго-взбросов и
взбросов по осям северо-западного и юго-западного простирания.
Основные геологические и соответствующие им неотектонические элементы территории
распределены в плане строго закономерно (рис. 3). Они образуют веерообразно расхо¬
дящиеся к северо-западу системы положительных форм рельефа, разделенных системами
впадин. Всего в пределах Юго-Восточного Алтая прослеживается четыре системы положи-
88
Рис. 4. Неотектоническая схема юго-восточной части Горного Алтая:
/ - новейшие разломы: а - в скальных породах, б - погребенные под новейшими отложениями; типы разло¬
мов: 2 - взбросы и надвиги, 3 - сдвиги, 4 - взбросо-сдвиги; 5 - оси новейших пликативных дислокаций: а -
валов, б - желобов; 6 - скальные породы докембрия и палеозоя; 7 - рыхлые отложения кайнозоя и границы
их распространения; 8 - изогипсы (современные) древней поверхности выравнивания, м
тельных элементов, разделенных тремя понижениями, образованными отрицательными
элементами.
Первый, самый южный положительный фрагмент этой структуры - хребет Южный
Алтай имеет субширотное простирание. Второй к северу положительный фрагмент систе¬
мы отделен от него Бертекской впадиной. Он, также как и остальные фрагменты системы,
имеет северо-западное простирание и в современной структуре рельефа представлен
Калгутинским массивом, плоскогорьем Укок, Коксинским и Катунским хребтами. Третий
положительный фрагмент системы отделен от него понижением, состоящим из Тархатин-
ской и Самахинской впадин и впадины долины Джазатора. Он состоит из Сайлюгемского
плоскогорья, Саржематинского массива и Южно-Чуйского, Северо-Чуйского и Шаблинско-
го хребтов. Четвертый положительный фрагмент системы отделен от третьего группой
межгорных впадин (Богутинской, Чуйской, Курайской и Ештыкольской) и состоит из
Тапдуайрского, Башкаусского и Кубадринского массивов, и Курайского, Айгулакского и
Сальджарского хребтов.
Мы постарались восстановить картину возникновения рассмотренной структуры. При¬
сутствующие в основании разреза всех основных впадин территории переотложенная кора
выветривания и глинистые угленосные отложения позднемелового и палеогенового возрас¬
та указывают на время начала ее формирования. Первоначально она состояла из четырех
невысоких валов, разделенных тремя протяженными желобами. О малой высоте положи¬
тельных форм рельефа свидетельствует состав осадков, а о наличии единых желобов -
присутствие палеогеновых угленосных осадков под аллювиальными отложениями долин,
соединяющих между собой современные межгорные впадины (например, долина Чуй между
Чуйской и Курайской впадинами). Малоизмененные крупные остатки валов представлены в
современном рельефе в виде Сайлюгемского и Укокского плоскогорий. Самым простым
механизмом формирования данной структуры перемежающихся валов и желобов является
пластичная деформация поверхности пенеплена под воздействием регионального сжатия в
ходе ранних этапов неотектонического развития территории.
89
Дальнейшая эволюция геоморфологической структуры территории подтверждает это
предположение. Уже в начале неогенового периода возможности пластической деформации
были исчерпаны, и в пределах валов начали возникать приразломные тектонические усту¬
пы, движения по которым привели к увеличению относительных превышений разбитых на
блоки валов над желобами. Как следствие произошло усиление эрозионной деятельности
водотоков, врезание долин, что отразилось в строении разреза неогеновых отложений
впадин. Для неогеновых пород характерно настолько ярко выраженное фациальное заме¬
щение глинистых угленосных и карбонатных пород песчано-галечными и гравелитовыми
отложениями по мере приближения к бортам впадин, что первоначально разные фации
были выделены нами как отдельные свиты [6], и лишь сравнительно недавно была доказана
их одновозрастность [5].
На протяжении плиоцена и плейстоцена происходили интенсивные перемещения блоков
по новейшим разломам. Высотная дифференциация еще более увеличилась, что нашло
отражение в формировании валунно-галечных буроцветных плиоценовых толщ и сероцвет¬
ных плейстоценовых отложений. Смена характера отложений на рубеже плиоцен-плейсто¬
цен связана с развитием четвертичных оледенений, которые окончательно сформировали
облик горной страны. Движение по разломам сопровождалось низкотемпературными
гидротермальными процессами, о чем свидетельствует наличие линз травертинов у
подножья тектоногенных уступов.
Вертикальная составляющая относительных перемещений по новейшим разломам легко
определяется по разнице в высотном положении реликтов меловой поверхности выравни¬
вания в пределах соседних блоков. Обычно она составляет от 500 до 150 м. Предложенная
модель неотектонического развития дает возможность оценить горизонтальную составляю¬
щую движения по разломам. Первоначально блоки каждого вала образовывали одно целое,
а в современной структуре расположены кулисообразно. Причина этого в том, что при
пластических деформациях валы вытянулись перпендикулярно сжимающему усилию, а сме¬
щение происходило по системам разломов, ориентированных примерно под углом 30° к оси
сжатия. Относительное смещение блоков составило от 10 000 до 20 000 м. Наиболее нагляд¬
но оно проявлено в смещении Шавлинского хребта относительно Северо-Чуйского и Севе-
ро-Чуйского относительно Южно-Чуйского. Таким образом, горизонтальная составляющая
примерно на порядок превышает вертикальную составляющую относительного переме¬
щения неотектонических блоков.
Поскольку новейшие разломы, разделяющие крупные неотектонические блоки, исполь¬
зованы долинами крупных современных водотоков, их непосредственное изучение затруд¬
нено. Больше возможностей есть для изучения разломов второго порядка, разделяющих
разновысотные ступени хребтов. Там, где в ходе геологических работ плоскость сместителя
была пройдена горными выработками и скважинами, например, в Акташском ртутном
месторождении, установлено, что произошло надвигание хребтов на их нижние ступени и
впадины. Об этом же свидетельствуют пластические и дизъюнктивные деформации кайно¬
зойских отложений в прибортовых частях межгорных впадин.
Таким образом, предложенная модель увязывает в одно целое все известные на сегодня
данные о новейшем этапе развития территории как в области геологии кайнозойских осад¬
ков, так и в области геоморфологии. Эволюция новейшей структуры территории предстает
как последовательность фаз единого процесса, закономерно сменяющих одна другую, а
именно процесса общего регионального сжатия территории, вызывающего сначала плика-
тивные, а затем и блоковые новейшие деформации.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 11. Новиков И.С. Пути развития геоморфологии Юго-Восточного Алтая. Новосибирск: ИГ СО РАН, 1991.
49 с.
2. Tshihatcheff РА. Vogage scientifique dans 1’Altai oriental et les parties adjacentes de la frontiere de Chine. Paris,
1845. V. 1. 446 p. V. 2. 36 p.
3. Обручев В.А. Алтайские этюды (этюд второй). О тектонике Русского Алтая // Землеведение. 1914.
№ 3. С. 1-71.
4. Grano I.G. Les formes du relief dans Г Altai russe et leur genese. Etude morphologique // Fennia. 1971. V. 40.
№ 2. 125 s.
5. Богачкин Б.М. История горного тектонического развития Горного Алтая в кайнозое. М.: Наука, 1981.
132 с.
90
6. Девяткин Е.В. Кайнозойские отложения и неотектоника Юго-Восточного Алтая. М.: Наука, 1965.
244 с.
7. Лунгерсгаузен Г.Ф., Раковец О.А. Новейшая тектоника Горного Алтая // Неотектоника СССР. Рига;
Изд-во АН Латв.ССР, 1961. С. 205-211.
8. Свиточ АЛ. Горный Алтай // Палеогеография плейстоцена. М.: Наука, 1987. С. 49-58.
9. Новиков И.С. Геоморфология района Курайской впадины (Горный Алтай). Новосибирск: ИГиГ СО АН
СССР, 1989. 114 с.
10. Новиков И.С. Геоморфология и геология юго-восточной части Горного Алтая. Новосибирск: ИГ СО
РАН, 1992. 110 с.
11. Аксарин А.В. Чуйский буроугольный район в Юго-Восточном Алтае // Вести. Зап.-Сиб. геол. треста.
1938. №4. С. 41-69.
12. Мухин А.С., Кузнецов В.А. Четвертичные надвиги в Юго-Восточном Алтае // Вести. Зап.-Сиб. геол.
упр. 1939. № 1. С. 49-52.
13. Бондаренко П.М. Моделирование надвиговых дислокаций в складчатых областях (на примере Акташ-
ских структур Горного Алтая). Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1976. 118 с.
ОИГГМ СО РАН Поступила в редакцию
21.04.95
GEOMORPHOLOGICAL STRUCTURE AND TECTONIC NATURE OF RELIEF EVOLUTION
IN GORNY ALTAI
I.S. NOVIKOV
Sum m a г у
A small impact of selective denudation on the relief evolution of Gomy Altai has been established on the basis of
geomorphological structure analysis and its relation to geological composition. New model for relief development has
been put forward. According to this model vertical movements which have caused the formation of Altai Mts. have
taken place due to regional contraction of this area. At first a system of swells separated by troughs appeared during the
contraction, and then it was broken by faults, of which shears and thrusts were predominant.
УДК 551.468(262.54)
© 1998 г. Ю.А. ПАВЛИДИС, Ф.А. ЩЕРБАКОВ
ФОРМИРОВАНИЕ РЕЛЬЕФА ПРОГРАДАЦИОННОГО ШЕЛЬФА
ТАМАНСКОГО ПОЛУОСТРОВА1
Черноморский шельф Таманского полуострова - сравнительно хорошо изученный и
описанный район. Однако эта изученность довольно односторонняя, так как касается в
основном структурных особенностей его строения, причем главное внимание обычно
уделялось прослеживанию структур Таманского полуострова в этом шельфе [1, 2]. В то же
время накопленные сейчас, в том числе и опубликованные материалы указывают на
большое разнообразие строения подводной окраины указанного полуострова, основные
черты которого авторы и задались целью осветить в своей статье. К упомянутым ма¬
териалам прежде всего относится детальная карта рельефа поверхности рассматриваемого
шельфа, составленная авторами на картографической основе м-ба 1:150000 с изобатами,
проведенными через 1 м (рис. 1, А). Этот современный рельеф сопоставляется с опубли¬
кованными в свое время Е.Ф. Шнюковым с сотрудниками [3] схемами м-ба 1:300000 рельефа
поверхностей кровли дочетвертичных отложений и подошвы так называемых посткарангат-
ских (послемикулинских) образований, формировавшихся во время главной регрессивной 11 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 930509703).
91
Рис, 1 Рельеф поверхности дна. А -
современной (изобаты через 1 м); Б -
посткарангатской и дочетвертичной [3],
закартографироваиных с помощью сейс¬
мопрофилирования (отметки глубин от
уровня моря, изолинии через 10 м)
1 ~ рельеф посткарангатской поверхности;
2 - рельеф дочетвертичной поверхности. I-
I линия профиля, рис. 2, II-1I линия
профиля, рис. 3
Рис. 2. Схематическая модель строения толщи четвертичных отложений таманского шельфа (поперечный профиль I-I, положение см. на рис. 1, А)
1 - современная, посткарангатская и дочетвертичная поверхности дна; 2 - другие стратиграфические и литологические границы; 3 - отложения морских трансгрессий:
_ голоценовые, "7(2ш ~ рисс-вюрмские (карангатские); 4 - лёссы и другие континентальные отложения на палеоводоразделах; 5 - аллювий: - поздне-
вюрмский, allQ^l - ранневюрмский; 6 - отложения авандельт и прилегающих участков дна периодов регрессий: a!l mQu{ - поздневюрмские (новоэвксинские), Q^
ранневюрмские (посткарангатские). Породы неогена: 7 - глины; 8 - пески и песчаники; 9 - известняки и мергели; 10 - железистые породы; 11 - предполагаемые
разломы; 12 - грязевой вулкан и сопочная брекчия
фазы Черного моря в позднем плейстоцене (рис. 1, Б). Упомянутые схемы, как указывают
их авторы, были составлены по материалам бурения с судна "Геохимик" Института геоло¬
гических наук АН Украины с использованием данных сейсмоакустического профилиро¬
вания, проведенного объединением "Южморгеология" (Геленджик). На рис. 2 и 3 приведены
геологические профили, построенные авторами данной статьи на основе анализа упомя¬
нутых карт и схем.
На всех картах, особенно тех, которые отражают рельеф древних, досовременных
поверхностей, весь рассматриваемый шельф может быть разделен на две части: внут¬
реннюю (прибрежную) и внешнюю (краевую). Первая характеризуется сравнительно
большой расчлененностью рельефа, хотя и сглаженного последующей аккумуляцией,
причем многие элементы рельефа имеют явную связь с морфоструктурами прилегающей
суши. Вторая часть представляет собой слабо всхолмленную равнину, в основном акку¬
мулятивную, элементы рельефа которой обнаруживают значительно меньше признаков
связи с рельефом и структурами суши, а также, естественно, и с упомянутой выше
прибрежной частью шельфа. В печати [2, 4] и ранее говорилось о том, что большое
пространство нынешнего керченско-таманского шельфа, которое осушалось во время
плейстоценовых регрессий Черного моря, было занято дельтой Дона, которая в разные
этапы таких периодов была то восточнее, то западнее, охватывая в результате всю
внешнюю часть рассматриваемого шельфа. Было отмечено также, что Кубань во время тех
же периодов впадала в Черное море, проходя по впадинам нынешних анапских лиманов.
Однако практически весь твердый сток этой реки уходил в описанный в свое время
Е.Ф. Шнюковым с соавторами [5] одноименный каньон, и дельты у нее практически не
было. Надо отметить все же, что временами устье Кубани совпадало с верховьем каньона,
как это, например, имеет место в районе устья реки Конго.
Остановимся на некоторых важных, на наш взгляд, палеогеографических аспектах
формирования таманского шельфа. Поверхность кровли дочетвертичных отложений
(рис. 1, Б) имеет здесь резкое различие по глубине залегания в пределах внутренней и
внешней части шельфа. На профиле I-I (рис. 2) отчетливо видно, что две части данной
поверхности разделены крупным уступом, являющимся отражением проходящего здесь
разлома [6]. В прибрежной части эта поверхность имеет наибольшую расчлененность,
которая в значительной степени унаследована рельефом современного дна данной части
шельфа. Здесь также наблюдаются уступы, которые отражают ряд более мелких разломов
в толще дочетвертичного фундамента. Одновременно здесь отчетливо выделяются те
элементы рельефа, которые представляют собой продолжение морфоструктур при¬
легающей суши.
Анализируя рельеф более молодой, позднеплейстоценовой (постмикулинской, или
посткарангатской) поверхности, формировавшейся в основном в субаэральных условиях
последней черноморской регрессии, мы мо^сем отметить, с одной стороны, ряд черт
унаследованного морфогенеза, а с другой - значительное сглаживание рельефа, произо¬
шедшее явно в результате интенсивной аккумуляции главным образом континентальных и
аллювиально-морских отложений. При этом четко выступает то различие в рельефе
внешней по отношению к берегу и внутренней части указанных шельфовых поверхностей, о
котором говорилось выше. Особенно оно заметно именно в рельефе посткарангатской
поверхности, где резко различны по существу структурная прибрежная и вся остальная
(внешняя), в основном аккумулятивная, поверхности. Наиболее впечатляюще эта
аккумуляция выглядит на профилях (рис. 2 и 3), на которых видно, что мощность дельтовых
и авандельтовых отложений только нижнего и среднего плейстоцена достигает на внешней
части таманского шельфа 100 м. Необходимо отметить, что внутреннее строение толщ,
выделенных на указанных профилях как нижне-среднеплейстоценовая и верхнеплей¬
стоценовая, является в значительной степени гипотетическим и данный вариант его
предлагается авторами лишь как модель такого строения.
Профиль I-I хорошо иллюстрирует тот факт, что уже к началу позднего плейстоцена
произошло выдвижение края таманского шельфа (одновременно с его выполаживанием)
примерно на 20 км, т.е. ширина его увеличилась практически вдвое.
В позднем плейстоцене, во время валдайской (вюрмской), посткарангатско-ново-
эвксинской регрессии Черного моря процесс формирования теперь уже полностью акку¬
мулятивного внешнего таманского шельфа продолжался с прежней интенсивностью.
Совершенно так же как в среднем плейстоцене, все это пространство представляло собой
поверхность дельты Дона, а ее морской край располагался во время "минимума" регрес¬
сии на отметках -90 м, т.е. в области верхней части современного материкового склона, где
95
Рис. 3. Схематическая модель
строения толщи четвертичных
отложений таманского шельфа
(продольный профиль II—II,
положение см. на рис. 1, А)
Условные обозначения см.
рис. 2
формировалась аван дельта, за счет интенсивного накопления соответствующих отложений.
Все это привело к выдвижению внешнего края таманского шельфа еще примерно на 20 км в
сторону глубоководной впадины Черного моря. Бровка этого, уже целиком програ-
дационного аккумулятивного шельфа оказалась на несколько большей глубине, чем ранее,
а также получила более четкое морфологическое выражение; перегиб поверхности шельфа
при его переходе в материковый склон стал немного более резким, как это видно на
профиле 1-1 (рис. 2). Рельеф поверхности современного шельфа еще более выровнен
процессами морской и главным образом дельтовой аккумуляции (за исключением самой
прибрежной части), а бровка шельфа еще более отчетлива.
Профиль II—II (рис. 3) пересекает таманский шельф вкось простирания береговой линии с
северо-востока на юго-запад (рис. 1, А). Он интересен тем, что, в противоположность
разрезу I-I, проходящему по нормали к берегу, позволяет рассматривать модель разрезов
дельты (авандельты) пра-Дона на западе и пра-Кубани на востоке. Последняя во время
регрессии впадала, как известно, через таманские лиманы в Черное море, и ее долина
особенно отчетливо выражена в рельефе посткарангатской поверхности шельфа (рис. 1, Б),
Области накопления дельтовых отложений пра-Дона и пра-Кубани, как видно на профиле
II—II, разделены структурным выступом дочетвертичного фундамента. Этот выступ, по-
видимому, большую часть времени в плейстоцене был водоразделом между аллювиальной
равниной центральной и восточной частей таманского шельфа и сравнительно узким
руслом Кубани с обрамлявшими его террасами в восточной части этого шельфа. Огра¬
ниченный разломами дочетвертичного фундамента блок указанного водораздела про¬
должал воздыматься в течение всего четвертичного периода. При этом на профиле II—II
можно отметить некоторое смещение оси этого поднятия к востоку, сближение его с еще
более восточным поднятием - водоразделом, внешним проявлением которого в современ¬
ном рельефе шельфа является так называемая банка Марии Магдалины у побережья
анапских лиманов. В результате, как это и отражено на рассматриваемом профиле, пере¬
секавшая западную часть таманского шельфа в позднем плейстоцене долина Кубани
оказалась значительно уже и с более крутыми склонами, чем та, которая была здесь в
начале антропогена.
Говоря о древней долине Кубани, схематичные разрезы через которую представлены на
профиле II—II (рис. 3), отметим еще одну деталь, иллюстрирующую ее развитие и изменение
конфигурации в прошлом. Как видно на этом профиле и на рис. 1, Б (схемы рельефа
древних поверхностей шельфа), часть долины Кубани в раннем и среднем плейстоцене
имела несколько иную, по сравнению с более молодой ее генерацией, форму: основная ее
часть проходила через Витязевский лиман, а не Кизилташский и Бугазекий, как было в
недалеком прошлом. Такое смещение основной палеодолины Кубани к западу в позднем
плейстоцене логично связывать с продолжавшимся новейшим воздыманием северо-
западной окраины Большого Кавказа.
Таким образом, проанализированные нами материалы свидетельствуют о том, что по
крайней мере две трети таманского шельфа с его внешней стороны представляют собой
типичное аккумулятивное образование, являясь ярким примером так называемого програ-
дационного шельфа. Прибрежную же часть рассматриваемой зоны дна Черного моря
можно, с нашей точки зрения, уверенно называть структурным шельфом.
Анализ результатов опубликованных ранее работ, собственных данных авторов, кар¬
тографических материалов и представлений о развитии Черного моря в плейстоцене
позволил нам обосновать гипотетическую модель развития шельфа Таманского полу¬
острова в четвертичное время. Вся толща четвертичных отложений этого програда-
ционного шельфа подразделяется нами на несколько различных по генезису и литологии
пачек осадков. На профиле (рис. 2) выделены прежде всего опорные горизонты морских
черноморских отложений, накапливавшихся в периоды плейстоценовых трансгрессий
бассейна. Наиболее надежно выделены кроме, естественно, современных, слои, относящие¬
ся к карангатскому бассейну Черного моря, отвечающему по времени микулинскому
межледниковью Восточно-Европейской равнины. Они представлены ракушечно-илистыми,
алевритово-ракушечно-илистыми, песчано-илисто-ракушечными и просто ракушечными
осадками. Мощности этих горизонтов сравнительно невелики - первые метры, если судить
о них по мощностям голоценовых осадков, которые во многих местах пройдены грун¬
товыми трубками полностью. В ряде случаев, в основном на внешнем шельфе, мощности
слоев морских отложений голоцена и их древних аналогов могут достигать 4-5 метров.
Можно также опираться на данные о мощностях морских горизонтов плейстоцена, полу¬
ченные Е.Ф. Шнюковым с сотрудниками при бурении в Керченском проливе. Там порядок
4 Г еоморфология, № 1 97
значений этих мощностей примерно такой же. Условия формирования морских осадков
карангатской трансгрессии Черного моря в начале позднего плейстоцена в принципе были
очень близки к современным, только еще более оптимальными в климатическом и
гидрологическом отношениях. Мощности и состав осадков этого горизонта в общем очень
похожи на современные, отличаясь главным образом видовым составом биоса.
Между двумя этими опорными горизонтами, карангатским (mQ^\W) и современным
(т Qjy) залегают мощные пачки дельтовых и авандельтовых отложений времени последней
позднеплейстоценовой регрессивной эпохи Черного моря, совпадавшей с периодом
валдайского оледенения Восточно-Европейской равнины (а11~т бщ1"3 )• Наиболее вероятно,
что это комплекс песчано-глинистых рыхлых пород в пределах собственно дельтовых
комплексов, содержащих и соответствующую пресноводную и солоноватоводную фауну
моллюсков. Отдельные фрагменты верхов этой толщи были вскрыты грунтовыми трубками
в средней части таманского шельфа [4]. Вдоль морского края дельты, который в периоды
регрессий практически совпадал с бровкой материкового склона, накапливались лито¬
логически смешанные осадки песчано-алеврито-глинистого состава, содержащие соло¬
новатоводную фауну морских моллюсков. Эти отложения мы и относим к категории аван¬
дельтовых аллювиально-морских. Вероятно, в этой мощной толще должен быть горизонт
собственно морских осадков, относящийся к трансгрессивной фазе Черного моря, сов¬
падающей по времени с молого-шекснинским интерстадиалом позднего плейстоцена и
соответствующей трансгрессией Мирового океана с максимальным уровнем ниже совре¬
менного. На нашем профиле он показан как средневюрмский (тбщ ).
Что касается подстилающей верхнеплейстоценовую толщу мощной пачки нижне¬
среднеплейстоценовых отложений, то авторами показана гипотетическая модель их
строения, базирующаяся на хорошо известных данных об истории Черноморского бассейна
в тот период. Поэтому на упомянутых выше профилях (рис. 2, 3) показано, что большая
часть мощности нижне-среднеплейстоценовой пачки осадков образована аллювиальными и
авандельтовыми отложениями. Они разделены сравнительно маломощными горизонтами
морских осадков, которые накапливались во время ранне-среднеплейстоценовых транс¬
грессий Черного моря, количество и время существования которых, как известно, в общем
соответствует основным межледниковым эпохам данного этапа антропогена. По-видимому,
следует предполагать, что и литология аллювиальных, авандельтовых и морских осадков
этого этапа в принципе подобна верхнеплейстоценовой пачке отложений, за исключением
видового состава раковин моллюсков, так как он был по причине отсутствия притока в
Черное море средиземноморских вод в среднем и раннем плейстоцене солоноватоводным,
как некоторые его называют, каспийским.
Что касается прибрежной (структурной) части таманского шельфа, то здесь нет тех
явных признаков потамогенного рельефа, как в пределах проградационной зоны шельфа.
Мы считаем, что тут накапливались не очень значительные по мощности пачки различных
по генезису лёссовидных отложений, среди которых преобладают, по нашему мнению,
лёссы типично эолового происхождения. Однако в работах, например, Е.Ф. Шнюкова с
сотрудниками [3, 6], говорится о широком распространении здесь различных фаций так
называемых "облессованных" пород - главным образом аллювия и даже морских осадков.
Именно лёссами скорее всего заполнен и снивелирован тот уступ в рельефе дочетвертичной
поверхности, который отражен на рис. 2. В отличие от проградационной зоны наибольшая
мощность этой, в целом лёссовидной толщи, приходится, по-видимому, на отложения ранне¬
среднеплейстоценового возраста. Мы предполагаем, что в пределах этой мощной пачки
лёссовых отложений должны существовать прослои морских осадков черноморских
трансгрессий того времени. Согласно нашей модели, они делят эту лёссовую толщу* на ряд
горизонтов, подобно слоям ископаемых почв. В верхнеплейстоценовых лёссах, как мы
считаем, таких слоев быть не должно, возможно, за исключением небольшого средне-
вюрмского морского горизонта.
Для аккумулятивного проградационного шельфа вообще и таманского, в частности,
характерно изменение рельефа более молодых поверхностей по сравнению с древними.
Особенно заметно это различие при сравнении современной поверхности шельфа
(рис. 1, А) с поверхностью дочетвертичного фундамента (рис. 1, Б). Последняя имеет от¬
четливо выраженный структурный рельеф, который прежде всего обязан своим про¬
исхождением двум крупным разломам, делящим указанную поверхность на тектонические
98
ступени (рис. 2), совпадающие с местоположением разломов, обозначенных на геоло¬
гической карте этого участка шельфа [3]. Только в самой прибрежной части в современном
рельефе дна прослеживаются те элементы рельефа, которые обусловлены выходами пород
разного литологического состава и прочности, связанными с брахискладками Таманского
полуострова и их продолжением на шельфе. Упомянутые выше разломы, видимо, активны и
сейчас, а не только в четвертичное время, о чем, в частности, свидетельствует обнаружение
по сейсмо- и космоданным Е.Ф. Шнюковым с сотрудниками [3] конусов грязевых вулканов
на поверхности современного шельфа. Однако, как было показано выше, мощный
аккумулятивный процесс на большей части таманского шельфа в четвертичное время явно
снивелировал деформации, связанные с дифференцированными тектоническими дви¬
жениями, обусловившими строение рельефа поверхности дочетвертичного фундамента.
Интересно отметить, что последняя более или менее заметная структурная деформация
сравнительно молодой посткарангатской поверхности отмечена лишь существованием
небольшого уступа, отделяющего собственно проградационную часть шельфа от его
структурной части. В современном же рельефе дна эти конкретные деформации про¬
сматриваются уже очень слабо. Влияние брахиструктур керченско-таманского простирания
на развитие проградационного таманского шельфа в конце плейстоцена выразилось в
постепенном смещении основного русла Дона и его палеодельты к западу. Происходили
также небольшие изменения в конфигурации в приканьонной части русла Кубани,
вызванные, в основном, воздыманием отдельных брахискладок в пределах прибрежной
части таманского шельфа.
Таким образом, данный пример новейшей истории формирования рельефа програ¬
дационного шельфа является яркой иллюстрацией закономерного соотношения структур¬
ных и скульптурных аккумулятивных факторов его развития. Первоначально структурный
шельф типичной кавказской материковой окраины Черного моря с характерными призна¬
ками новейшего опускания блоков дочетвертичного фундамента в зону материкового под¬
ножия был, в основном, преобразован в четвертичное время в типично проградационный
шельф в пределах дельт и авандельт Дона и Кубани за счет мощного аккумулятивного
процесса. Максимумы аккумуляции терригенного материала, а следовательно, и програ¬
дации шельфа, как оказалось, приходились здесь на периоды гляциоэвстатических регрес¬
сий плейстоцена, что вообще характерно для континентальных окраин.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Шарданов А.Н. Геологическая история Керченско-Таманского прогиба. //Тр. Краснодар, фил. ВНИГНИ.
Геол. сборн. Вып. 10. Гостоптехиздат. М.: 1962. С. 45-57.
2. Щербаков Ф.А., Чистяков А А. Структурно-геоморфологическая схема черноморского шельфа Кер¬
ченского и Таманского полуостровов // Геоморфология. 1980. № 2. С. 80-85.
3. Шнюков Е.Ф., Аленкин В.М., Путь АЛ. и др. Геология шельфа УССР. Керченский пролив. Киев: Наук.
думка, 1981. 160 с.
4. Щербаков Ф.А., Куприн П.Н., Потапова Л.И. Осадконакопление на континентальной окраине Черного
моря. М.: Наука, 1978. 211 с.
5. Шнюков Е.Ф., Мельник В.И., Митин Л.И. и др. Подводная долина р. Кубани. Изд. Инст. геол. наук АН
УССР. Препринт 78-5, Киев, 1988. 66 с.
6. Шнюков Е.Ф., Иноземцев Ю.И., Маслаков Н.А. и др. Литология и стратиграфия отложений дна Керчен¬
ского пролива // Геологический журнал. 1994. № 2. Киев: Наук, думка. С. 54-65.
Институт океанологии Поступила в редакцию
им. П.П. Ширшова РАН 29.09.95
RELIEF FORMATION OF THE PROGRADING SHELF OF THE TAMAN PENINSULAR
Yu.A. PAVLIDIS, F.A. SCHERBAKOV
Sum тагу
The structure and origin of the outer part of Taman peninsular prograding shelf are analyzed. This sedimentary
prismatic body was formed due to alluvial and deltaic accumulation in periods of the pleistocene transgression.
4J
99
УДК 551.435.53(571.121)
© 1998 г. Ф.А. РОМАНЕНКО, А.П. ХОЛЬМОВ,-Н.Е. ЗАРЕЦКАЯ
ОСОБЕННОСТИ РАЗВИТИЯ ТУНДРОВОГО МИКРОРЕЛЬЕФА
ТАЙМЫРА
Одной из наиболее характерных особенностей тундровых ландшафтов является широкое
распространение криогенного микрорельефа. Е полярных пустынях и высокогорных
районах формируются разнообразные сортированные (каменные) структурные грунты;
обломки щебня образуют многоугольники или круги, трансформируясь на склонах в поло¬
сы или ступени.
По мере продвижения на юг возрастает "жизненная сила" [I], растительность играет все
более важную роль и тундры приобретают специфический облик, отраженный в их
названии - "пятнистые тундры". Особый характер криогенного микрорельефа выражается в
широком распространении разнообразных форм пятен-медальонов (П-М) - участков ого¬
ленного грунта обычно округлой формы, обрамленных растительным бордюром и меж-
иятенным понижением. Как целостные структуры, П-М объединяют все варианты тунд¬
ровой поверхности: оголенный грунт, заросший растительностью бордюр и увлажненное
мохово-лишайниковое понижение. Функционирование как П-М, так и их структурных
элементов осуществляется в противоборстве двух мощных сил. Это криогенные процессы,
создающие комплекс необходимых условий для криоморфогенеза, и биогенные процессы,
препятствующие криогенной переработке грунтов за счет формирования мощного дерново-
растительного покрова.
Микрорельеф тундр издавна привлекает пристальное внимание исследователей Севера -
мерзлотоведов, геоморфологов, ботаников, почвоведов. Существует несколько десятков
гипотез происхождения П-М и ни одна из них не получила всеобщего признания. Основные
проблемы изучения криогенного микрорельефа, на наш взгляд, заключаются в следующем:
1. Существующие классификации форм тундрового микрорельефа [2-4 и др.} являются
описательными или отражают в основном локальные особенности микрорельефа. 2. Проис¬
хождение П-М, несмотря на обилие интересных гипотез [5-8 др.] достоверно не уста¬
новлено, также как и механизм их функционирования, разработанный преимуществен¬
но теоретически. 3. Совершенно не проработан вопрос о возрасте пятенных структур.
4. Слабо изучены закономерности географического распространения различных типов
микрорельефа (исключение - [9]). Между тем перспективность такого подхода достаточно
очевидна.
Все это стимулирует проведение новых исследований. В настоящей статье изложены
результаты изучения пятнистого криогенного микрорельефа на севере Западной Сибири и
полуострове Таймыр в 1983-92 гг. (рис. 1). На ключевых участках площадью 5-25 км2
выделялись различные морфологические типы микрорельефа, составлялись схемы их рас¬
пространения, проводились натурные эксперименты.
Ключевые участки "Усть-Порт", пЮжно-Соленоеп и "остров Свердруп" располагаются на
субгоризонтальных позднеплейстоценовых поверхностях абсолютной высотой 20-35 м, сло¬
женных суглинисто-супесчаными осадками с прослоями галечников. Ландшафтный фон -
типичная и южная тундры.
Окрестности ключевого участка "озеро Проечищева" (Восточный Таймыр) представляют
собой террасированную равнину, располагающуюся на трех гипсометрических уров¬
нях (130-200, 90-130 и 70-90 м) и примыкающую к передовым хребтам нагорья Бырран-
га. Поверхности сложены в основном верхнеплейстоценовыми ледниковыми и водно-
ледниковыми суглинками е различным содержанием щебня, гальки и валунов, кото¬
рые перекрывают кристаллические породы палеозоя. Ландшафт - арктические тунд¬
ры.
Совершенно иным рельефом обладают ключевые участки "Диксон" и "острова Известий
ЦИК". Здесь широко развиты выходы на поверхность коренных пород, мощность чехла
рыхлых отложений не превышает 2-3 м, в составе отложений много щебня, глыб.
Максимальные высоты не более 50-60 м. В окрестностях Диксона развиты ландшафты
арктических тундр, на островах Известий ЦИК - переходные к арктическим пустыням.
Наиболее суровый климат - на островах Известий ЦИК и на Восточном Таймыре,
100
Рис. I. Географическое положение районов исследования
/ - ключевые участки
наименее суровый* с достаточно теплым летом - в окрестностях ключевого участка "Южно-
Соленое" (табл. I).
Сначала рассмотрим результаты экспериментальных исследований механизма пятно-
образования и возраста пятен-медальонов. Изучение замкнутой системы П-М и ее функ¬
ционирования при промерзании проводилось в поселке Южно-Соленом. Две металлические
бочки высотой 0*85 м и диаметром 0*6 м (что примерно соответствует размерам есте¬
ственных П-М этого района: глубина протаивания 0*6-1*2 м; диаметр П-М 0,4-0,8 м) были
заполнены суглинком из естественных П-М. Грунт закладывается слоями мощностью 10-
15 см* разделенными прослоями песка мощностью 1-2 см (рис. 2). Влажность грунта
в бочках задавалась искусственно завышенной* так как его естественная влажность
в предзимний период невелика. Грунт в бочках подвергался промерзанию - протаиванию
сверху и с боков в естественных условиях. Стенки одной из бочек были утеплены
промышленным теплоизоляционным материалом.
Эксперимент продолжался в течение двух годовых циклов промерзания - протаивания
с 30 сентября 1990 г. по 29 сентября 1992 г. Зимние температуры достигали -40°* летние -
+20°С. При вскрытии верхней части грунтовой толщи следов каких-либо перемещений
грунта вверх не обнаружено, маркирующие песчаные прослои не нарушены. Следователь¬
но, при промерзании в замкнутой системе не возникло криостатического давле¬
ния, являющегося* по мнению многих исследователей, основной причиной возникновения
П-М.
Одним из дискуссионных вопросов при изучении криогенного микрорельефа является
причина существования оголенного (лишенного растительности) центрального пятна в пя-
тениых структурах. Имеющиеся представления* на наш взгляд, опираются больше на
теорию, чем на факты. С целью изучения процессов, протекающих в центральной части
П-М различных типов* в 1988—90 гг. нами был проведен эксперимент по выращиванию
многолетних трав в пяте иных структурах южной тундры. На четырех опытных площадках
с несколькими типами П-М (медальонно-валиковым, валиково-медальонным, буторково-
кочковато-медальонным и кочковато-валиково-медальонным), были высеяны семена
многолетних морозоустойчивых трав (волоснец сибирский Elymus sibiricus L., регнервя
Roegneria) из расчета 30-40 кг/га, доставленные из семеноводческого совхоза "Нюрбинский"
(Якутия). На каждой из площадок применялись минеральные удобрения (азотные, калийные
и фосфатные в равных дозах) из расчета 200 кг/га. Площадки располагались к северо-
востоку от п. Южно-Соленое на левобережье р. Мессояхи* №№ 1 и 2 - в автоморфных
условиях* №№ 3 и 4 - в гидроморфных.
Ш1
Таблица 1
Климатические условия ключевых участков [10]
Ключевой участок
Ближайшая
метеостанция
Температура воздуха, град.
Осадки, мм
Снежный покров
средняя
абсолютный
за год
за теплый
период
число дней
со снежным
покровом
даты
годовая
июль¬
ская
за лето
мини¬
мум
макси¬
мум
установле¬
ния
схода
Усть-Порт
Караул
-10,5
11,5
8,1
-54
30
334
225
244
7.Х
8.VI
Усть-Порт
-10,6
12,3
7,3
-56
31
376
253
244
8.Х
7.VI
Южно-Соленое
Мессояха
-10,6
13,0
9,5
-51
32
375
260
230
14.Х
5.VI
Озеро Прончищева
Бухта
-14,0
4,0
2,6
-53
24
207
163
273
21.Х
21. VI
Прончшцевой
Диксон
-11,5
4,6
3,2
-51
27
274
192
258
2.Х
15.VI
Острова Известий ЦИК
-12,2
1,6
0,6
-50
18
200
139
_
15.IX
8.VII
Puc. 2. Схема эксперимента по моделированию пятнообразования
7 - песчаные прослои мощностью 2 см, 2 - суглинки, 3 - невскрытый в 1992 г. грунт, 4 - утепление бочки
№ 2 промышленным теплоизоляционным материалом, 5 - массивная криогенная текстура, 6 - линзы и
шлиры льда, 7 - относительная влажность слоя грунта, %
Посев был проведен 3-5 июля 1988 г. при глубине протаивания в центрах структур на
1-й и 2-й площадках 20-25 см, на 3-й и 4-й площадках - 10-15 см. Удобрения вносились
только при посеве. Лучшие всходы в первом году были на площадке № 1, что можно
объяснить более благоприятным гидротермическим режимом.
На следующий год наибольшие проективное покрытие (32-33%) и средняя высота
всходов (11-13 см) наблюдались на площадках №№ 3-4. На наш взгляд, это объясняется
смягчающим воздействием снежного покрова, лежащего на них более длительное время.
На третий год посевы практически погибли на трех площадках, а на 4-й находились
в угнетенном состоянии (табл. 2).
Анализируя результаты трехлетнего эксперимента, можно сказать, что главными
причинами существования центрального оголенного пятна в структурах являются, прежде
всего, отсутствие питательных веществ, выносимых водой вниз по почвенному профилю, и
избыточное льдовыделение при промерзании приповерхностных горизонтов грунта. Един¬
ственным условием сохранения поселившейся в центре структур растительности может
быть наличие мощного снежного покрова, защищающего поверхность от жесткого про¬
мерзания и, как следствие, от гибели корневой системы.
Прежде чем переходить к анализу распространения различных типов микрорельефа,
103
Таблица 2
Эффективность посевов на различных тинах микрорельефа
Помер
площадки
Тип микрорельефа
Кол-во
структур
Всходимость (1,2)
1988 г.
1989 г.
I990 г.
среднее
(1988-
1990 it.)
1
2
1
2
1
2
1
2
1
медал ьо! ш о-вал иков ый
13
3
4
21
4
2
8
9
7
2
валиково-медальонный
8 ;
1
4
22
9
0,5
8
8
8
3
бугорково-кочковато¬
медальонный
6
1
4
32
И
4
13
12
9
4
кочковато-валиково-
медальонный
6
0,5
3.5
33
13
20
8
18
8
Примечание', всходимость: 1 - проективное покрытие, %; 2 - высота всходов, см.
Таблица 3
Распространение основных типов микрорельефа
(в % от нлощади ключевых участков)
Ключевой участок
Медальонный
микрорельеф
Бугорковый
микрорельеф
Кочковатый
микрорельеф
Усть-Порт
1
40
30
30
2
.40
т
20
3
50
20
30
Южно-Соленое
30
40
30
Диксон
50
20
Ш
Озеро Прон чищева
38
44
18
Острова Известий ЦИК
94
' 2
4
Остров Свердруп
1
60
39
необходимо определить основные понятия, так как имеются значительные разногласия
в терминологии. Разработанная А.П. Хольновым и дополненная авторами совместно
морфологическая классификация криогенного пятнистого микрорельефа {рис. 3) служила
основой для наших исследований географии микрорельефа.
В районе поселка Усть-Порт от 1-й и 3-й пробной площади (табл. 3) прослеживается
постепенное уменьшение распространения мелкобугорковых и валиково-медальонных ти¬
пов микрорельефа, а также увеличение площадей с медальонными структурами. Одновре¬
менно происходит заметное уменьшение размеров преобладающих структур П-М к северу.
В условиях типичной тундры ключевого участка "Южно-Соленое" при перепадах высоты
поверхности всего в несколько десятков метров наблюдается своеобразная изменчивость
типов микрорельефа. Так, в пределах рассматриваемого участка площадью 3 км2 на
междуречьях распространены медальонно-валиковые структуры диаметром 0,8-1,2 м; на
пологом (около 2°) склоне - бугорково-медальонные, бугорково-кочковато-медальонные,
бугорково-кочковатые. В нижней части склона преобладают валиково-медальонные, коч¬
коватые и кочкарные участки.
На ключевом участке "озеро Прончищева” наблюдается достаточно четкая приуро¬
ченность типов микрорельефа к гипсометрическим уровням. Большую роль играют
различия в литологии подстилающих пород. На более высоких участках со значительной
долей щебня и дресвы в грунте развивается медальонный рельеф, на наиболее низких
в условиях максимального увлажнения - кочкарный. Криогенный фактор доминирует на
возвышенных участках, биогенный - на пониженных. На остальной территории влияние
этих факторов сильно меняется. Наибольшее разнообразие форм микрорельефа харак¬
терно для наиболее низких участков.
т
Рис. 3. Классификация криогенного пятнистого микрорельефа
/ - суглинистые грунты, 2 - межпятенные понижения, 3 - кочки, 4 - открытый грунт, 5 - задернованный
грунт на поверхности пятен-медальонов, 6 - растительность, 7 - кочки-куртины растительности (в плане),
8 - растительный бордюр (в плане)
Интересным и малоразработанным допросом является выяснение продолжительности
существования различных типов П-М. Одним из косвенных методов его решения может
явиться лихенометрический. Измерением диаметров пятен накипных лишайников на щебне
и гальке в центральной оголенной части П-М было установлено время нахождения
обломков на поверхности П-М (ключевой участок "Южно-Соленое")- Полученные материа¬
лы (рис. 4) свидетельствуют о том, что П-М различных типов можно расположить по
возрасту относительно друг друга в таком порядке (от более молодых к более старым):
медальонный - бугорковый - кочковатый. Этот вывод в какой-то степени опровергает
концепцию стадийного развития пятнистого криогенного микрорельефа, так как более
древними оказались мелкобугорковые и кочковатые структуры, а не медальонные. I.I. Экспериментально установлено, что роль криостатического давления, возникающего
осенью при промерзании в замкнутой системе и определяющего, по мнению многих ис¬
следователей, функционирование пятенных систем, сомнительна. На наш взгляд, основные
процессы пятнообразования протекают не в осенний, а в весенний период, в начале сезона
протаивания. Переход температуры через 0°, сход снежного покрова, оттаивание при¬
поверхностного слоя грунта - основные факторы пятнообразования. Ежегодно повторяю¬
щиеся возвратные заморозки приводят к промерзанию 1-, 2-сантиметрового слоя пере-
105
увлажненного грунта в чаше протаивания на оголенном пятне. В этом случае появляется
избыточное давление между поверхностной, относительно тонкой мерзлой коркой и
подстилающим, неоттаявшим мерзлым массивом снизу. Возникшее и растущее по мере
промерзания сверху давление в переувлажненном зажатом слое грунта направлено во все
стороны, но лишь в единственном направлении - вверх может прорвать тонкую льдо¬
грунтовую корочку. Происходит излияние грунта на поверхность, и он обновляет оголенное
пятно в центре структуры. Ежегодное повторение описанного процесса приводит
к формированию современного облика медальонных и бугорковых пятенных структур.
Рис. 4. Распределение пятен лишайников на щебне и гальке на поверхности пятен-
медальонов
Типы микрорельефа: / - медальонно-валиковый, 2 - бугорково-медальонный,
3 - кочковатый
2. Эксперимент по выращиванию многолетних трав на пятенных структурах подтвердил
существующие представления о бедности питательными веществами грунта оголенных
пятен. При промерзании в случае отсутствия растительности льдовыделение особенно
обильно.
3. Формирование и функционирование различных типов микрорельефа подчиняется
географической зональности и определяется степенью увлажнения подстилающей поверх¬
ности.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Гумбольдт А. Картины природы. М.: Географгиз, 1959. 270 с.
2. Уошберн A JI. Классификация структурных грунтов и обзор теорий их происхождения // Мерзлые гор¬
ные породы Канады и Аляски. М.: Изд-во иностр. лит., 1958. С. 106-155.
3. Шарапова Т.А. Исследование пятнистого микрорельефа в юго-западной части Таймыра // Проблемы
криолитологии. 1983. Вып. XI. С. 137-155.
4. Пукемо М.Н. К проблеме генезиса и развития криогенного структурного микрорельефа // Криогенные
процессы. М.: Изд-во МГУ, 1987. С. 158-170.
5. Мудрое Ю.В. К вопросу о формировании тундровых пятен-медальонов // Вопросы физической гео¬
графии полярных стран. М.: Изд-во МГУ, 1958. Вып. I. С. 111-116.
6. Попов А.И. Мерзлотные явления в земной коре (криолитология). М.: Изд-во МГУ, 1967. 304 с.
7. Куницкий В.В. Причины образования мелких трещинных полигонов // Геокриологические и гидрогео¬
логические исследования в Сибири. Якутск: Якутское кн. изд-во, 1972. С. 42-45.
8. Чигир В.Г. Криогенный структурный микрорельеф // Проблемы криолитологии. 1979. Вып. VIII. С. 66-
101.
9. Уошберн АЛ. Мир холода. М.: Прогресс, 1988. 384 с.
10. Справочник по климату СССР. Ч. II—IV. Вып. 18. Л.: Гидрометеоиздат, 1967-69.
Московский государственный университет
Географический факультет
Поступила в редакцию
09.12.94
CHARACTERISTICS OF TUNDRA MICRORELIEF DEVELOPMENT
AT THE TAIMYR
F.A. ROMANENKO, A.P. KHOLNOV, N.E. ZARETSKAYA
Summary
Results of ten years field researches in tundra regions of Taimyr and West Siberia are presented. Field experiments,
modeling of spots’ formation, mapping of cryogenic microrelief, were fulfilled. The main causes of central bald spot
formation are the lack of nutrient stuff washed away down the soil profile and the excessive iciness in the near-surface
soil. The main factors of this process - ground temperature zero crossing, snowmelt, freezing-thawing of the near-
surface ground. The peculiarities of formation and development of different types of microrelief have zonal character and
depend on humidification of surface.
УДК 551.336(235.31)
© 1997 г. C.B. ШВАРЕВ
РЕКОНСТРУКЦИЯ САРТАНСКОГО ОЛЕДЕНЕНИЯ ПЛАТО ПУТОРАНА
(ПО ДАННЫМ КОСМИЧЕСКИХ СЪЕМОК)
Проблема сартанского оледенения плато Путорана до настоящего времени остается
дискуссионной. Представления варьируют в широком диапазоне: от признания за
оледенением незначительных размеров, типичного горно-долинного характера и подчи¬
ненной роли в качестве завершающей фазы зырянского оледенения, до выделения
самостоятельного покровного одеденения [1-6]. Работы последних лет, опирающиеся на
материалы геологических съемок и тематических исследований, чаще свидетельствуют в
пользу второй точки зрения [7-9].
Остается открытым вопрос о масштабе, формах проявления оледенения и направлениях
движения ледников. Для решения этого вопроса необходим взаимосвязанный анализ
денудационного и аккумулятивного ледникового рельефа. Если аккумулятивному рельефу
и облекаемым им отложениям уделялось достаточно пристальное внимание, то сведения об
экзарационных формах, опубликованные в ряде работ [10, 11], достаточно разнородны и
отрывочны. В отдельных случаях отрицается даже само существование форм ледниковой
эрозии [12].
Региональные закономерности распространения ледниковых форм хорошо отражаются
материалами космических фотосъемок в силу высокой разрешающей способности и
обзорности последних. В особенности это относится к экзарационному рельефу, развитому
в горной части плато. На космических фотоснимках (КФС) масштабов 1:500000 - 1:1000000
отчетливо видны основные формы ледникового рельефа: кары, цирки, троговые долины,
нунатаки, конечные морены и т.п. По результатам визуального анализа КФС выделяются
три зоны экзарационного рельефа (рис. 1).
1. "Каровые" зоны с многочисленными карами, трогами, сквозными долинами, нуна-
таками. Рельеф резко расчлененный, по площади преобладают отрицательные формы.
2. "Троговые" зоны с развитием преимущественно троговых долин. Рельеф интенсивно и
умеренно расчлененный, количество положительных и отрицательных форм или равное
или преобладают положительные.
3. "Нулевые" зоны с отсутствием следов активной ледниковой эрозии. Иногда
присутствуют останцовые горы. Рельеф слабо расчлененный с абсолютным преобладанием
положительных форм.
Принимая во внимание покровный характер всех досартанских оледенений, не
вызывающий сомнений у большинства исследователей, можно отнести формирование каров
и трогов к сартанскому времени и использовать их в качестве ключа для реконструкции
последнего оледенения.
Основываясь на данных анализа КФС, можно сделать два взаимоисключающих
предположения:
107
Рис. 1. Космофотоснимок масштаба 1:500000 участка плато Путорана
Зоны: А - "каровая", Б - "троговая", В - "нулевая" 1 21 - оледенение было горно-долинным с локальными центрами в каровых зонах;
2 - оледенение было полупокровным с оазисами в каровых зонах.
В первом случае экзарационный рельеф плато вне каровых зон носит исключительно
реликтовый характер, а во втором - три зоны отражают характер покрытия льдом плато
Путорана во время последнего оледенения ледниковые купола в нулевых зонах; ледниковые
покровы с выводными ледниками в троговых зонах и долинные выводные ледники с
многочисленными притоками в каровых зонах.
Для проверки этих предположений выполнен ряд морфометрических построений и
измерений.
Измерение высоты днищ каров
Соглашаясь с точкой зрения о зависимости высоты формирования каров от уровня
снеговой линии (СЛ) [13, 14], можно реконструировать ее положение во время последнего
оледенения по одновозрастным формам рельефа. В качестве репрезентативных репе¬
ров были выбраны типичные каровые ниши, в котловинах которых располагаются озера,
108
Рис. 2. Реконструкция сартанского оледенения плато Путорана
1 - участки развития горно-долинного оледенения, 2 - участки развития сетчатого оледенения, 3 -
ледниковые купола, 4 - выводные лопасти, 5 ~ предгорные ледники, б - основные направления движения
ледников, 7 - конечно-моренные массивы, 8 - граница плато, 9 - высоты снеговой линии (м), 10 — элементы
современной гищюграфической сети, 11 - останцовые горы, 12 - границы приведенного фрагмента КФС
являющиеся показателями сохранности днищ и длительности стояния СЛ на этом уров¬
не. Отметки днищ каров повышаются от 600 м над у.м. в краевых частях плато до 1200 м в
центральной и восточной частях (рис. 2). Маркируемая СЛ оказывается ниже вершинных
поверхностей плато почти на всей его площади, опровергая предположение о горно-
долинном характере оледенения в локальных центрах.
"Срез'1 рельефа плато Путорана по высоте снеговой линии
Анализ соотношения СЛ и морфологии рельефа, расположенного выше и ниже,
позволяет определить четыре характерные области (рис. 3):
1 - полного перекрытия хионосферой дневной поверхности (СЛ ниже абсолютных
отметок днищ долин);
2 - склоново-долинного перекрытия (СЛ на уровне склонов долин);
109
Рис. 3. Результаты морфометрических построений
1 - область полного перекрытия хионосферой дневной поверхности, 2 - то же склоново-долинного
перекрытия, 3 - то же склоново-вершинного перекрытия, 4 - область отсутствия перекрытия, 5 - амплитуда
рельефа, выше снеговой границы, 6 - границы основных ледниковых бассейнов (предполагаемые), 7 -
основные направления ледникового стока (предполагаемые), 8 - граница плато, 9 - элементы
гидрографической сети, 10 - линии профилей
3 - склоново-вершинного перекрытия (СЛ на уровне вершинных поверхностей и
привершинных склонов);
4 - отсутствия перекрытия хионосферой дневной поверхности (СЛ выше водоразде¬
лов).
Амплитуда рельефа, расположенного выше уровня СЛ, достигает 600-700 м, колеблясь
при этом даже в центральных частях плато в пределах 300-400 м и заведомо превышая
необходимый для устойчивого развития ледников запас высоты около 200 м [14].
По результатам совокупного анализа можно наметить основные ледниковые центры,
границы бассейнов и направления стока (рис. 3). Сопоставление полученных данных с мате-
110
Рис. 4. Поперечные профили через плато Путорана (гипотетические на период сартанского оледенения)
I - линии профилей с отметками максимальных высот, 2 - ледники, 3 - положение сартанской снеговой
линии
риалами дешифрирования КФС позволяет реконструировать ледники плато Путорана во
время сартанского оледенения (рис. 2).
Для последнего оледенения характерно наличие нескольких крупных куполов (до 300-
500 км в поперечнике), местами сливавшихся друг с другом, но в целом разрозненных,
расположенных в центральной, северной и, в меньшей степени, восточной частях
территории; серии мелких куполов, тяготеющих к южной половине территории, а также
значительного количества каровых и долинных ледников, сгруппированных в нескольких
районах, крупнейший из которых расположен на западной периферии плато. Оледенение в
целом можно классифицировать как горно-покровное.
Наибольшей активностью обладали ледниковые купола, расположенные на стыке плато
Хараелах и Сыверма в центральной части территории. Их выводные лопасти обращены на
север, северо-восток, юго-запад и запад. Наименьшая активность характеризует купольные
структуры в западной части плато Хараелах. Такая дифференциация отвечает как
высотному положению ложа ледников, в первом случае находящегося на 400-600 м выше,
чем во втором, так и мощности ледниковых покровов (рис. 4). Мощность крупнейших
куполов колебалась, в среднем, от 150 до 250 м, местами достигая 400-600 м (на участках
древних долин).
Представленная реконструкция не противоречит характеру распространения краевых
ледниковых образований сартанского оледенения за пределами плато. Широкое
распространение конечных морен по западной периферии плато Сыверма, несколько
меньшее - к северу от плато Хараелах в полное отсутствие - к северо-западу и западу от
плато Хараелах свидетельствуют о существенно различной величине ледниковой
денудации. Горно-долинное и сетчатое оледенение западной и юго-западной периферии
плато Сыверма обеспечили развитие мощных аккумулятивных комплексов за счет обилия
обломочного материала и интенсивной динамики. В меньшей степени ледниковая эрозия
проявлялась на севере плато Хараелах и в незначительной - на северо-западе.
Данные по геоморфологическому строению и четвертичным отложениям внутренней
зоны плато также не опровергают полученных результатов. Так, в верховьях долины
р. Котуй, которая согласно реконструкции, находилась в зоне горно-долинного оледенения,
обнаруживаются краевые ледниковые и перигляциальные отложения сартанского возраста
[15]. На возвышенностях, обрамляющих котловину озера Дюпкун-Котуйское располагаются
небольшие водосборные котловины с озерами, подпруженные холмистыми грядами и
валами [16] и приуроченные к уровню 700-800 метров. Генезис котловин проблематичен, но
если считать их ледниковыми, что согласуется с морфологией, то можно отметить
совпадение их высотных отметок с реконструированной снеговой линией.
111
Выводы
Полученные результаты позволяют определить сартанское оледенение плато Путорана
как горно-покровное* Уровень снеговой линии последнего оледенения, фиксируемый
одновозрастными карами, опускался от абсолютных отметок около 1200 м в центральных
частях плато до 600 м в краевых. Мощность ледниковых куполов составляла, в среднем,
150-250 м. Наибольшей активностью обладали ледники западной периферии плато.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Куликов Ю.С. Геоморфология северо-запада Средне-Сибирского плоскогорья и прилегающих частей
Северо-Сибирской (Таймырской) и Западно-Сибирской низменностей: Автореф. дис. ... канд. геогр. наук.
JL: НИИГА, 1971. 26 с.
2. Плоскогорья и низменности Восточной Сибири. М: Наука, 1971. 320 с.
3. Равнины и горы Сибири. М.г Наука, 1975. 352 с.
4. Стрелков С.А. Север Сибири. М: Наука, 1965. 334 с.
5. Федоренко В А. Новые данные об оледенениях Путоранского центра (на основе материалов по
Норильскому району) // Современное и древнее оледенение равнинных и горных районов СССР, ГО
СССР. Плейстоценовая комиссия. Л., 1978. С. 57-65.
6. Сакс В.Н. Четвертичный период в Советской Арктике. Л.; М.: Водтрансиздат, 1953. 626 с.
7. Андреева С.М. Северо-Сибирская низменность в каргинское время. Палеогеография, радиоуглеродная
хронология// Геохронология четвертичного периода. М.: Наука, 1980. С. 183-191.
8. Исаева Л Л., Кинд Н.В. К вопросу о размерах сарта некого оледенения на северо-западе Средней Сиби¬
ри // Четвертичные оледенения Средней Сибири. М.: Наука, 1980. С. 52-59.
9. Сахарова Е.Н.Г Устюгова Р.И., Бурьянов О.П. Следы сартанского оледенения в бассейнах нижнего
течения рек Курейки и Северной // Оледенения и палеоклиматы Сибири в плейстоцене. Новосибирск:
ИГГ, 1983. С. 45-54.
10. Крюков Б Д. Четвертичные отложения Норильского района и связанные с ними полезные ископаемые.
Автореф. дис.... канд. геол.-минер, наук. Л.: НИИГА, 1971. 35 е.
И. Максимов Е В. Стадии древнего оледенения и новейшая тектоника в горах Путорана, на Полярном и
Приполярном Урале // Докл. ГО СССР. 1970. Вып. 16. С. 19-34.
12. Пармузин Ю.П. Современные рельефообразующие процессы и генезис озерных котловин // Путоранская
озерная провинция. Итоги ландшафтно-лимнологических исследований. 1968 г. Новосибирск: Наука,
1975. С. 64-97.
13. Калесник С.В. Очерки гляциологии. М: Географгиз, 1963.551 с.
14. Тронов М.В., Лунина Н.Х. Основы учения о снеговой границе и хионосфере. Л.: Наука, 1977. 168 с.
15. Палькин Я.И. Новые данные по стратиграфии четвертичных отложений северо-западной части Средне-
Сибирского плоскогорья//Инф. бюлл. йн-та Геологии Арктики. 1957. Вып. 3. С. 12-19.
16. Ендрихинскый А.С. О иалеолимжшогнчееких исследованиях в горах Путорана // Природно-ландшафтные
основы развития озер Путорана (Путоранская озерная провинция). Новосибирск: Наука, 1976. С. 188-
216.
НШДн Аэроизыскания" Поступила в редакцию
28.05.96
RECONSTRUCTION OF SARTAN GLACIATION OF PUTORANA PLATEAU
(BY THE REMOTE SENSING DATA)
S.V. SHVAREV
Summary
By means of remote sensing data analysis and morphometrieal method the local centres of the last Putorana
glaciation were reconstructed as well as boundaries of main glacier basins and flow directions.
112
УДК 572.022
© 1998 г. С.М. ГОВОРУШКО
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЙ АСПЕКТ
ПРОВЕДЕНИЯ ЭКОЛОГО-ГЕОГРАФИЧЕСКОЙ ЭКСПЕРТИЗЫ
Под эколого-географической экспертизой хозяйственных проектов обычно понимают
процедуру, обеспечивающую выявление воздействия будущего предприятия на окру¬
жающую среду. Первым этапом проведения эколого-географической экспертизы любого
хозяйственного проекта является определение современного состояния окружающей сре¬
ды (для того, чтобы прогнозировать, что будет потом, надо знать, что есть сейчас).
Этот этап по своей сути является инвентаризацией природных ресурсов территории, и
одним из изучаемых компонентов является рельеф. Далее обычно осуществляется
процедура прогнозирования воздействий объекта на компоненты окружающей среды и
делается вывод о возможности (или невозможности) реализации проекта и его необходимой
доработке.
Однако часто при проведении эколого-географических экспертиз преобладает одно¬
сторонний подход: рассматривается воздействие объекта, в то время как правильнее гово¬
рить о взаимодействии объекта с окружающей средой, так как природные условия выбран¬
ного района могут в той или иной степени осложнить строительство и эксплуатацию объек¬
та. К указанным природным условиям можно отнести климат (ветер, температура, осадки и
т.д.), инженерно-геологические особенности (характер грунтов - пучение, просадки;
сейсмичность; вулканизм; гидрогеологические особенности - заболачивание, плывуны, суф¬
фозия), различные геоморфологические процессы (склоновые - оползни, обвалы, курумы и
т.д.; русловые - сели, наледи; термокарст, морская и речная абразия и т.д.). Данная статья
посвящена учету геоморфологических факторов при проведении эколого-географических
экспертиз.
Воздействие хозяйственных объектов на рельеф проявляется в изменении, уничтожении
или повреждении геоморфологических объектов, в том числе имеющих научную, куль¬
турную, социально-экономическую и эстетическую ценность, активизации геоморфологи¬
ческих процессов. Можно сказать, что рельеф необходимо учитывать при прогнозировании
воздействия проектируемого объекта на окружающую среду и разработке мер по смягче¬
нию этого воздействия.
Влияние геоморфологической среды на хозяйственные объекты выражается в раз¬
рушении или повреждении инженерных сооружений, осложнении их эксплуатации. Иногда
подобное воздействие сопровождается гибелью людей и их травматизмом.
На наш взгляд, можно говорить о пяти вариантах взаимодействия хозяйственных объек¬
тов с геоморфологическими. Во избежание путаницы, варианты влияния хозяйственных
объектов на геоморфологические будем называть '"воздействиями'', а варианты влияния
геоморфологических процессов на хозяйственные объекты - "рисками".
1. Прямое воздействие. Строительство объекта влечет за собой уничтожение гео¬
морфологического объекта. Пример: при сооружении гидроэлектростанции и по¬
следующем наполнении водохранилища затапливается живописный участок долины,
имеющий большое рекреационное значение.
2. Косвенное воздействие. Строительство объекта вызывает активизацию геоморфо¬
логического процесса, следствием чего является уничтожение геоморфологическо¬
го объекта. Пример: прокладка железной дороги обусловила сход оползня на ни¬
жележащем участке склона, погребшего вход в пещеру, являющуюся объектом
туризма.
3. Прямой риск. Хозяйственный объект построен в пределах территории, подверженной
опасным геоморфологическим процессам. В период эксплуатации активизация
геоморфологического процесса приводит к повреждению или уничтожению объекта,
при этом сооружение объекта не повлияло на естественный ход процесса. Пример: в
1963 году в Итальянских Альпах сошел оползень объемом 240 млн. м3, который раз¬
рушил плотину и вывел из строя ГЭС. Возникшая при этом стометровая волна уничто¬
жила город Лонгарон и опустошила долину р. Пьяве, число погибших составило около
3 тыс. человек [ 1 ].
ИЗ
4. Косвенный риск. Строительство объекта вызывает активизацию опасного геомор¬
фологического процесса, при этом ущерб наносится другим объектам (например,
близлежащим населенным пунктам). Пример: разработка угольного карьера обус¬
ловила возникновение Атчинского оползня на склоне долины р. Ангрен, имевшего
вес около 2 млрд, тонн и глубину смещения до 130 м. Вследствие этого пришлось
перенести на другой берег реки около двух тысяч домов и отсыпать более 50 млн. м3
грунта для стабилизации оползня.
5. Спровоцированный риск. Строительство ведется на территории, не подверженной
действию опасных геоморфологических процессов, однако оно обусловливает возник¬
новение процессов, которые уничтожают объект или осложняют его эксплуатацию.
Такие ситуации чаще возникают при сооружении линейных объектов (автомобильные
и железные дороги, магистральные трубопроводы и т.д.), что приводит к активизации
оползней, снежных лавин, водной эрозии, селей. Пример: при строительстве трол¬
лейбусной линии Алушта-Никита в Крыму возникло 20 новых оползней и активизи¬
ровалось пять старых [2].
Естественно, что приведенные варианты взаимодействия инженерных сооружений с
рельефом достаточно схематичны. В реальной действительности чаще встречаются соче¬
тания двух и более вариантов. К тому же они далеко не равнозначны по своим по¬
следствиям.
Особо следует сказать о взаимосвязи геоморфологических процессов как между собой,
так и с другими природными процессами. Это взаимодействие может осуществляться в
активной и пассивной форме.
К активной форме взаимодействия следует отнести случаи, когда развитие пер¬
вых провоцируется вторыми, что, в свою очередь, приводит к тяжелым последствиям
для человека и хозяйственных объектов. Наиболее часто вызывают активизацию геомор¬
фологических процессов землетрясения, вулканизм и выпадение атмосферных осад¬
ков.
Для иллюстрации приведем следующие примеры. 28 марта 1965 года в центральной части
Чили произошло землетрясение, которое, в частности, привело к сходу оползней в районе
двух хвостохранилищ медного -комбината Эль-Кобре. Сползание грунта способствовало
изливу около 2,5 млн. м3 разжиженных хвостов, которые подобно селевому потоку прошли
по долине 12 км за несколько минут и частично разрушили рабочий поселок, при этом
погибло около 300 человек [3].
В ноябре 1985 г. произошло извержение вулкана Руис в Колумбии. В результате
излияния лавы и последовавшего стремительного таяния ледников образовался селевой
поток, разрушивший более 4,5 тыс. домов в г. Армеро; при этом погибло или пропало без
вести 23 тыс. человек, около 5 тыс. получили ранения [4].
19 июля 1995 г. вследствие интенсивных дождей (около 300 мм в течение трех недель
до аварии) прошел сход оползня в районе хвостохранилища комбината по добычи хлори¬
стого кальция в предгорьях Альп (Северная Италия). В результате аварии образовался
селеподобный поток, вынесший около 300 тыс. м3 разжиженных хвостов и разрушивший
несколько зданий, в том числе 4 отеля. Общее число погибших составило 197 человек.
Аналогичным образом обстояло дело на хвостохранилище углепромывочной фабрики
Буффало-Крик около г. Саундерса в штате Западная Вирджиния (США). В результате
сильного ливня, сформировавшего дождевой паводок 2%-ной обеспеченности, 8 февраля
1972 года произошел оползень в третьем, самом верхнем хвостохранилище. Образо¬
вавшаяся волна прорыва последовательно разрушила три дамбы, хлынула в долину реки и
затопила рабочий поселок, приведя к гибели 118 человек [3].
К пассивной форме взаимодействия, на наш взгляд, следует отнести случаи, когда
различные процессы, не являясь непосредственной причиной активизации геоморфо¬
логических процессов, тем не менее способствуют их проявлению (создание благоприятных
условий, поставка материала и т.д.).
Хорошим примером такой формы взаимодействия являются селевые потоки. Как изве¬
стно, для их образования необходимы жидкая и твердая составляющие. В различных
ситуациях поставщиками воды для них могут быть лавины, ледники, высокогорные озера,
снежники и т.д,, а поставщиками твердого материала - водная эрозия, оползни, обвалы,
осыпи, курумы, камнепады и т.д.
В свою очередь, селевые потоки способствуют активизации таких процессов, как
оползни, водная эрозия, наводнения.
114
При проведении эколого-географических экспертиз должны рассматриваться все воз¬
можные варианты взаимодействия хозяйственных объектов с рельефом. Для этого
необходимо получение следующих данных: 1) характер мероприятий (тип, интенсивность,
повторяемость и т.д.) на всех этапах деятельности (проектирование, строительство,
эксплуатация, консервация); 2) характеристика геоморфологических "объектов" (ценность,
уровень значимости, степень уязвимости и т.д.); 3) характер геоморфологических процессов
(причины, механизм, интенсивность, повторяемость и т.д.), потенциально влияющих на
объект.
Информация о характере человеческой деятельности, связанной с реализацией проекта,
необходима для выяснения возможного воздействия хозяйственного объекта на рельеф;
подобные сведения можно получить из проектной документации.
Данные о геоморфологических объектах необходимы для прогнозирования ущерба
вследствие реализации проекта. Ценность объекта может быть обусловлена его экологи¬
ческой и экономической важностью, степенью живописности, возможностью использования
в образовательных целях и т.д. Например, экологически важен торфяной массив, имеющий
водорегулирующее значение. Экономическую важность может иметь пляж, как с точки
зрения рекреационного использования, так и с точки зрения применения песка при
строительстве. Для использования в образовательных целях пригодны конусы потухших
вулканов, карстовые провалы и т.д. Любой геоморфологический объект (каньоны, пещеры,
живописные участки долин и склонов, отдельные скалы, валуны и т.д.) может иметь ту или
иную ценность.
Значимость геоморфологического объекта (в данном случае рекреационного) опре¬
деляется его редкостью. Уровни значимости, видимо, можно подразделять на локальный,
региональный, национальный и глобальный. Например, красноярские "Столбы" следует
отнести к национальному уровню, вулкан "Барановский" и пещеру "Приморский Великан" -
к региональному, а скалы "Жаба" и "Тюлень" в пригороде Владивостока - к локальному
уровню [5].
Уровни значимости геоморфологического ресурса и проектируемого объекта долж¬
ны соотноситься. Например, если геоморфологический объект имеет локальный уровень,
а проект имеет национальное значение, то решение должно быть принято в пользу проек¬
та.
Уязвимость можно понимать как степень устойчивости геоморфологического объекта,
т.е. способность сохранять свои свойства в связи с воздействиями конкретного хозяйст¬
венного объекта.
Получение данных по характеру геоморфологических процессов, которые могут оказать
воздействие на инженерное сооружение, - наиболее сложная и трудоемкая часть рабо¬
ты. Во-первых, необходимо точно поставить "диагноз", т.е. определить, какие именно
геоморфологические процессы могут реально угрожать будущему хозяйственному объек¬
ту. Во-вторых, надо выяснить причины и механизм развития этих процессов, так как
для одного и того же процесса, в зависимости от конкретных условий, они могут
отличаться. Например, движение курума осложняет строительство железной дороги, одна¬
ко главной причиной его перемещения в разных ситуациях могут быть криогенная и
термогенная десерпция, пластические деформации льдогрунтового слоя, гравитационный
фактор.
При прогнозировании влияния геоморфологических процессов на инженерные соору¬
жения очень важно знать их количественные параметры. В зависимости от характера
проявления они подразделяются [6] на условно-непрерывные и прерывистые.
Динамика развития условно-непрерывных процессов определяется в основном годич¬
ным циклом и более крупной внегодичной цикличностью. Эти процессы проявляются
ежегодно и резко усиливаются периодически. К условно-непрерывным процессам относятся
солифлюкция, курумообразование, морская и речная абразия, эрозия, делювиальный смыв
и т.д. В большинстве случаев активность данных процессов имеет сезонную приурочен¬
ность.
К прерывистым следует отнести процессы, динамика активности которых опреде¬
ляется внегодичной цикличностью изменяющихся факторов. Этим геоморфологиче¬
ским процессам также свойственна внутригодовая активность, но ее физический смысл
иной и выражается в большей предрасположенности к протеканию процессов в опре¬
деленное время года и, соответственно, в большей вероятности их проявления в эти
периоды.
В зависимости от характера проявления процессов необходимо выяснения разных
115
показателей, В первом случае интерес представляет прежде всего скорость протекания и
возможность ее изменения в результате строительства и эксплуатации объектов. Во вто¬
ром - частота и интенсивность.
Поскольку исследования по эколого-географической экспертизе, как правило, огра¬
ничены временными рамками (обычно не более 2-3 лет) большое значение имеют методы,
применяемые для измерения количественных параметров процессов. Ни один из суще¬
ствующих методов не позволяет получать неоспоримые результаты. Для получения
достаточно достоверных данных необходимо применение комплекса методов, основанных
на разных содержательных принципах измерения [6]: 1) оценка перемещения отдельных
частиц; 2) улавливание снесенного материала; 3) фиксация целостных изменений на объек¬
тах измерения; 4) следы воздействия. Исключением является выделение в отдельную группу
дендрохронологических методов, обусловленное их спецификой.
Методы в основе которых лежит оценка перемещения отдельных частиц, подразде¬
ляются на две группы. Первая группа методов предназначена для измерения скорости
денудации на обрывистых участках. Сюда входят методы фотоплощадок, стереофотопло¬
щадок, фототеодолитных площадок и т.д. Вторая группа методов используется при оценке
скорости склонового перемещения крупнообломочного материала (курумы, осыпи и т.д.).
К ней относятся методы прокрашенных склоновых створов, склоновых стереофото¬
площадок, фототеодолитных склоновых площадок.
К методам, основанным на улавливании снесенного материала, относятся методы пло¬
щадок-ловушек (осыпи), траншей-ловушек (курумы, осыпи, плоскостной смыв), овражных
уловителей (денудация склонов оврагов), осыпных тел (осыпи).
Группа методов, основанных на фиксации целостных изменений, включает в себя метод
микронивелировок (плоскостной смыв, мелкоструйчатая эрозия), различные геолого-гео¬
морфологические (обвалы, осыпи, эрозия) и историко-археологические методы (плоско¬
стной смыв, осыпи, обвалы, эрозия, абразия).
К дендрохронологическим относятся методы: по обнаженным корням (осыпи, плоско¬
стная и линейная эрозия, дефляция, абразия), по погребенным стволам (осыпи, сели, эоло¬
вые процессы), по деформированным корням (солифлюкция, курумы), дендроэкранов
(курумы), по наклону деревьев (оползни, лавины, сели, солифлюкция), по сбитостям (обва¬
лы, сели, лавины, камнепады), по погибшим деревьям и пнёвой поросли (лавины, обвалы,
сели, наводнения).
Каждому методу присущи свои достоинства и недостатки, однако одновременное при¬
менение нескольких методов разных групп позволяет повысить достоверность измерений.
Нами проводилось определение скорости движения курумов Верхне-Колымского нагорья,
для чего использовался комплекс методов (прокрашенных склоновых створов, траншей-
ловушек, дендроэкранов, по деформированным корням). Хотя полученные величины
различались порой в 5-6 раз, в целом сходимость результатов можно признать удовлетво¬
рительной [7].
В некоторых случаях для оценки динамики геоморфологических процессов пригоден
метод лихенометрии. Как известно он основывается на постоянстве в определенных усло¬
виях ежегодного прироста накипных лишайников. Чаще метод используется для датировок
морен [8-10], однако есть попытки применения лихенометрии для определения возраста
сейсмодислокаций [11]. В любом случае с его помощью возможно приблизительное опре¬
деление продолжительности стабильного состояния элемента рельефа. Надо учитывать,
однако, что полученные цифры будут свидетельствовать о минимальной продолжитель¬
ности, так как лишайник может оказаться вторичным, образовавшимся на месте другого,
отмершего лишайника.
Итогом проведения эколого-географической экспертизы хозяйственных проектов в
части, касающейся геоморфологии, является прогноз взаимодействия инженерного
сооружения с рельефом и предложение мер по смягчению этого взаимодействия. Этот этап
работ полностью основан на результатах предшествующих исследований. Что касается мер,
направленных на смягчение воздействий, то степень их разработанности применительно к
различным геоморфологическим процессам сильно отличается. Достаточно хорошо, на наш
взгляд, разработаны противоселевые и противолавинные мероприятия, не сколько хуже -
противооползневые и противоэрозионные. Довольно слабо разработаны мероприятия по
защите инженерных сооружений от воздействия курумов. Надо отметить, что часто
целесообразность строительства того или иного защитного сооружения определяется его
стоимостью. Если затраты на его возведение сопоставимы со стоимостью хозяйственного
объекта, то возможны другие варианты решения проблемы. Например, при строительстве
116
автомобильных дорог в горных районах, может быть, дешевле сразу прокладывать дуб¬
лирующие дороги, а затем перестраивать основные после их разрушения опасными геомор¬
фологическими процессами, чем возводить дорогостоящие защитные сооружения.
Таким образом, рассмотрение взаимодействия хозяйственных объектов с рельефом
является важной составной частью проведения большинства эколого-географических
экспертиз, и его недостаточный учет чреват значительным материальным ущербом.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Заруба К., Менцел В. Инженерная геология. М.: 1979. 468 с.
2. Котлов Ф.В. Изменение геологической среды под влиянием деятельности человека. М.: Недра, 1978.
263 с.
3. Мелентьев В.А., Павчич МП. Катастрофические аварии хвостохранилищ // Гидротехническое
строительство. 1986. №11. С. 55-56.
4. Симонов Ю.Г., Кружалин В.И. Инженерная геоморфология. М: Изд-во МГУ, 1993. 208 с.
5. Селедец В.П. Охраняемые природные территории Приморского края. Владивосток: Дальнаука, 1993.
174 с.
6. Толстых Е.А., Клюкин А.А. Методика измерения количественных параметров экзогенных геологи¬
ческих процессов, М.: Недра, 1984. 117 с.
7. Говорушко СМ. Курумовый морфолитогенез. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1986. 120 с.
8. Мартин ЮМ. Л и хе н о метр и ческая индикация времени обнажения каменистого субстрата // Экология.
1970. № 5. С. 16-24.
9. Турманьина В.И. Пути восстановления природных условий последнего тысячелетия и основные
результаты // Ритмы гляциальных процессов. М.: Изд-во МГУ, 1979. С. 24-55.
10. Голодковская Н.А. Лихенометрия морен и динамика ледников северного макросклона Центрального
Кавказа за последние 700 лет // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1981. № 6. С. 82-91.
11. Никонов А. А., Шебалина Т.Ю. Новый способ определения возраста сейсмо дислокации (на примере
эпицентральной зоны Хаитского землетрясения 1949 г.) // Докл. АН СССР. 1978. Т. 242. № 4. С. 808-
811.
ТИГ ДВО РАН Поступила в редакцию
27.12.96
ENGINEERING AND GEOMORPHOLOGICAL PROCEDURE
OF IMPLEMENTING AN ECOLOGIC-GEOGRAPHICAL ASSESSMENT
S.M.GOVORUSHKO
Summary
Different variations of interaction between industrial projects and geomorphological environment are considered.
Examples of their effects on geomorphological resources and impacts of geomorphological processes on engineering
structures are given. Techniques of measuring the dynamics of geomorphological processes needed for predicting their
impacts on industrial projects are discussed.
117
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1
январь-март
1998
ЮБИЛЕИ
Дмитрий Анатольевич Лилиенберг
(к 70-летию со дня рождения)
17 февраля 1998 г. исполнилось 70 лет одному из ведущих отечественных геоморфологов, Лауреату
Государственной премии СССР, Почетному члену Азербайджанского, Болгарского, Кубинского и Сербского
географических обществ, автору около 500 научных работ, ведущему научному сотруднику Института
географии РАН -Д.А. Лилиенбергу.
Как потомственный интеллигент, Д.А. Лилиенберг продолжил семейную традицию разносторонности
жизненных путей: его прадед (швед по национальности) был врачом Императорского двора, дед - вице¬
министром финансов в правительстве Витте, председателем Московского банка, отец - талантливым
математиком, сам &е он выбрал географию. Еще будучи студентом I курса, за работу "Книга Большого
чертежа" он первым на Географическом факультете МГУ был удостоен Ломоносовской премии. Этой теме
была посвящена и его первая большая студенческая публикация 1949 г.
С отличием закончив в 1952 г. Московский университет, он с тех пор на протяжении 45 лет неизменно
работает в Институте географии РАН, пройдя путь от младшего научного сотрудника до зав. отделом гео¬
динамики рельефа и зам. директора Института по науке. Первые годы его исследований были посвящены
общим и региональным проблемам геоморфологии Кавказа. Эта уникальная модельная область стала для
него научно-методической школой комплексной горной геоморфологии: были изучены закономерности
оротектоники и морфоструктурного развития, экзоморфогенез и климатическая геоморфология, оледенение
и морские трансгрессии, поверхности выравнивания, формирование речных долин, морские и речные
террасы, карст, бедленд, оползни, грязевые вулканы, проблемы геоморфологического районирования и
картографирования и т.п. За короткое время он стал одним из ведущих и признанных лидеров
геоморфологии Кавказа.
В 60-70-х годах районы и тематика исследований Д.А. Лилиенберга существенно расширились, охватив
горные страны Карпато-Балкан, Альп и Кубы. В 1963 г. президент Югославии И. Броз Тито в обращении к
председателю Совета Министров СССР Н.С. Хрущеву персонально пригласил нескольких советских уче¬
ных, в том числе Д.А. Лилиенберга (возглавившего геолого-геоморфологическую группу) для изучения
сейсмотектоники района катастрофического Скопленского землетрясения в Македонии. Затем последовали
многолетние работы по изучению геоморфологии и современной геодинамики рельефа Болгарии. Балканский
цикл исследований Д.А. Лилиенберга принес ему широкое международное признание. Можно считать, что
именно на Балканах были заложены основы того нового геоморфолого-геодинамического направления,
которое он успешно развивает более четверти века. Исследования в конце 70-х - начале 80-х годов
Западных (Французских) Альп, а позднее маршруты по Швейцарским, Итальянским Альпам, Апеннинам,
Динаридам и Карпатам позволили создать концепцию о различных типах геоморфологического поли¬
морфизма и индивидуальности развития горных систем, решающего значения для их формирования гори¬
зонтальных движений межплитовых коллизионных зон и пульсационного механизма сжатие-растяжение.
Особое место занимает кубинский цикл исследований. Д.А. Лилиенберг был куратором природной части
известного "Национального атласа Кубы" (1970) и автором комплексной геоморфологической карты,
признанной лучшей для национальных атласов того времени. Результатом экспедиционных исследований
последующих лет явилось заложение основ Кубинской национальной геоморфологической школы, ста¬
новление тропической и структурной геоморфологии Кубы, современной эндогеодинамики рельефа. На Кубе
Д.А. Лилиенберга с уважением называют "падре геоморфологии Кубы" и "падре современной геодинамики
Кубы". На протяжении многих лет директором и зам. директора Института географии АНК, руководителем
ведущего департамента физической географии и группы геоморфологии являются его воспитанники.
118
Помимо общих и региональных проблем геоморфологии, Д.А. Лилиенберг внес существенный вклад в
методику составления среднемасштабных комплексных карт рельефа, специальных морфоструктурных карт,
карт неотектоники, сейсмотектоники и современной геодинамики, поверхностей выравнивания: Восточной и
Средней Европы, СССР, Малой Азии и Ближнего Востока, Альпийского пояса, Южной Европы, Кавказа,
Азербайджана, Дагестана, Прикаспия, Македонии, Восточной Болгарии, Кубы.
В центре внимания Д.А. Лилиенберга в последние десятилетия были проблемы современной геодинамики
морфоструктур. На примерах Кавказа, Каспия, Балкан, Кубы и ряда других регионов им разработана кон¬
цепция динамической системы морфоструктуры - морфоскульптуры - современные тектонические движения,
выявлены основные закономерности и типы пространственно-временных вариаций современной геодинамики.
В противоположность односторонней климатической концепции обоснована комплексная тектоно-
климатическая концепция трансгрессивно-регрессивного механизма колебаний уровня Каспийского моря. По
его инициативе были созданы специальные геодинамические полигоны - Апшеронский, Скопленский и
Сантьяго-де-Куба, его научно-методические рекомендации были использованы при организации Шемахин-
ского, Аджиноурского, Северо-Дагестанского, Северо-Кавказского, Братиславского, Гаванского, Софий¬
ского полигонов и проектируемого Каспийского космогеодезического полигона.
Научный авторитет, организаторские способности и личные качества Д.А. Лилиенберга особо про¬
явились в системе международного сотрудничества. Он был руководителем и соруководителем различных
международных проектов, подкомиссий и рабочих групп в рамках КАПГ, МГГС, МГС, руководителем ряда
Советско-Кубинских геоморфологических экспедиций, одним из инициаторов и руководителей Советско-
Французских и Советско-Болгарских географических экспедиций. Эта его деятельность отмечена раз¬
личными международными и национальными наградами, избранием почетным членом научных обществ ряда
стран.
В каких бы странах Д.А. Лилиенберг ни работал, он всегда способствовал формированию национальных
геоморфологических школ. Его ученики и последователи работают в Азербайджане, Грузии, Болгарии,
Словакии, на Кубе. В Азербайджане его уважительно называют "Дима-мюаллюм" (т.е. учитель) и считают
"отцом азербайджанской геоморфологии", в Армении называют "Дима-джан", в Грузии - "Батоно
Димитрий".
Редколлегия журнала "Геоморфология" (членом которой он состоял около четверти века), Лаборатория
геоморфологии Института географии РАН и Геоморфологическая комиссия РАН тепло поздравляют Юби¬
ляра и желают ему новых творческих свершений, здоровья, счастья и кавказско-балканского долголетия.
К этим поздравлениям присоединяются также геоморфологи Институтов географии Академий наук
Азербайджана, Болгарии, Венгрии, Грузии, Кубы, Польши (Краковский отдел) и Словакии, ОИФЗ РАН,
Бакинского, Дагестанского, Ереванского, Кубанского и Московского университетов, Геоморфологических
комиссий МЦ РГО и Мексики, Четвертичной комиссии РАН, геодинамики-ЦНИИГАиК, ГОИН, НКЦ
"Каспий" РАН, Геофоршунгцентрум (Германия), Секции геодезии и Комиссии по современным движениям
Национального геофизического комитета РФ.
119
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
J4s 1
январь-март
1998
РЕЦЕНЗИИ
О ГЕНЕЗИСЕ ГИПСОВЫХ ПЕЩЕР ПОДОЛИИ
(О статье Л. Якуча, Г. Мезеши "Генетические особенности
гипсовых пещер Подолии")
Статья венгерских исследователей [1} посвящена генезису уникальных лабиринтовых пещер Западной
Украины, развитых в миоценовой гипсовой толще, - вопросу, исключительно интересному и важному в
научном и практическом отношении. В атом регионе сосредоточены 5 длиннейших в мире гипсовых пещер,
суммарная протяженность которых (около 456 км) превышает суммарную протяженность многих сотен
остальных задокументированных гипсовых пещер мира. Пещеры образуют обширные системы ходов,
разработанных по субвертикальным трещинам. Важнейшей особенностью структуры пещерных систем яв¬
ляется исключительная высокая плотность ходов (от 126 до 321 км/км2) и их равномерное распределение по
площади пещерных полей. Вопросам генезиса гипсовых пещер региона посвящены многие десятки работ,
опубликованных в отечественной литературе и в зарубежных изданиях, однако в рецензируемой статье
содержится лишь несколько ссылок на публикации 20-30-летней давности.
К сожалению, обсуждаемая статья полностью оторвана от современных знаний по существу рас¬
сматриваемых проблем и содержит настолько много ошибочных суждений, как касательно фактических
характеристик изучаемых пещер и природных условий региона, так и относящихся к механизмам фор¬
мирования полостей, что их простое перечисление с минимальными комментариями заняло бы неуместно
большой объем. Ограничимся лишь кратким разбором основных проблем, затронутых в статье Л. Якуча и
Г. Мезеши.
История вопроса. Существенное приближение к осознанию масштабов и характеристик лабиринтовых
пещер региона было достигнуто в результате разведочных и съемочных спелеологических работ к концу
60-х - началу 70-х годов, когда несколько основных пещер были закартированы на несколько десятков
километров каждая. Итоги этого этапа подведены в книге В.Н. Дубленского и Б.Н. Смольникова [2], где
предложена господствовавшая в последующие 20 лет инфлюационно-переточная гипотеза образования
лабиринтов. Предполагалось, что пещеры сформировались в условиях полного водонасыщения за счет ин~
флюации поверхностного стока в поноры при вскрытии гипсовой толщи днищами эрозионных врезов.
Предполагалась большая роль латерального перетока вод по гипсам между субпараллельными левыми
притоками Днестра. Природа трещиноватости гипсов, обеспечивавшей "первичную"’ (доспелеогенную) водо¬
проницаемость, трактовалась, как тектоническая.
К началу 70-х годов относится посещение некоторых пещер региона группой венгерских студентов под
руководством проф. Якуча, послужившее основой всех его последующих публикаций о генезисе этих пещер.
Обширная англоязычная статья [3] изобиловала ошибочными утверждениями об их структуре и осо¬
бенностях заложения и предложила схему их формирования в прибортовых зонах речных долин изо¬
лированными водными потоками, перехватываемыми понорами на поверхности и дренируемыми долинами.
Эта статья подвергнута аргументированной критике как в отечественной [4], так и в англоязычной [5]
литературе, что никак не воспринято критикуемыми авторами. Последующие публикации Л. Якуча и Г. Ме¬
зеши [I, 6, 71 воспроизводят те же положения, с добавлением «теории спелеогенетнки типа "слоеный пи¬
рог"».
Не "замеченными" авторами рецензируемой статьи остались и результаты исследований последнего
двадцатилетия. В этот период были сделаны важные спелеологические открытия, коренным образом рас¬
ширившие знания о масштабах и характеристиках пещерных систем региона, проведены специальные
исследования их формологии и вторичных отложений, литолого-текстурных и структурных предпосылок
спелеогенеза и палеогидрогеологических условий формирования полостей. Кроме того, установлено, что
120
аналогичные полости широко развиты ие только в Левобережном Приднестровье (Подолье), где гипсы и
пещерные системы выведены в зону аэрации и доступны для прямого исследования, айв междуречьях
Днеетр-Прут и Днестр-Сан, где гипсовая толща входит в состав напорного водоносного комплекса. Ре¬
зультаты этих исследований, опубликованные в десятках работ’, послужили основой для решения проблемы
генезиса лабиринтовых пещер региона, а также для создания теории снелеогенеза в артезианских условиях
[5, 8-14]. Полное игнорирование или незнание авторами рецензируемой статьи основных работ по
рассматриваемой проблеме дезориентирует читателя уважаемого журнала я уже само по себе указывает на
слабость предложенного обсуждения.
Структурные предпосылки спелеогенеза. Проблема снелеогенеза включает два основных аспекта:
1) природа и структура первичной водопроницаемости карстующейся породы; 2) гидрогеологические условия
и динамика развития пещерных каналов за счет растворяющего воздействия движущихся подземных вод.
Поэтому некорректно утверждение Л. Якуча и Г, Мезе ши о том, что предшествующие представления
отдавали предпочтение тектоническому фактору в развитии гипсовых пещер региона и отводили под¬
чиненную роль процессам водного растворения - это просто разные аспекты проблемы. Действительно,
большинство исследователей полагало, что трещиноватость, по которой развились сети пещерных каналов,
имеет тектоническую природу, но этим отнюдь не умаляется роль процессов водного растворения. Со¬
вершенно неверны высказывания о том, что "трещины не встречены ни в пластах, подстилающих гипсовую
толщу, ни в ее кровле", а также о якобы исключительной тектонической стабильности региона в мио-
ценчетвертичное время. Многочисленными исследованиями показано (15, 16 и др.], что разновозрастные
тектонические нарушения различных порядков (от региональных разломов до крупных трещин),
охватывают весь осадочный чехол в рассматриваемом регионе, по-разному проявляясь в отдельных го¬
ризонтах. Гипсовый карст Западных областей Украины развит в пределах платформенной окраины, испы¬
тавшей дифференцированные, местами весьма интенсивные движения, особенно на иеотектоническом
этапе, в связи с масштабными событиями, происходившими в смежных Карпатской складчатой области и
Предкарпатском прогибе.
Суть положений, выдвигаемых в качестве «теории спелеогенетики типа "слоеный пирог"», заключается
в том, что пещерообразующая трещиноватость якобы возникает в результате раздавливания и движения
пластичных гипсов под давлением вышележащих пород в сторону бортов долин. Даже если принять тезис о
пластичности и текучести гипсов (что не подтверждается наблюдениями в регионе), это явление, раз¬
вивающееся в условиях сжатия, приводило бы не к формированию открытой трещиноватости, а к ее
залечиванию и развитию деформаций иного характера. Несостоятельность предложенного механизма об¬
разования спелеоинициирующей трещиноватости доказывается следующими фактами: хорошей сохран¬
ностью в гипсах древней (доспелеогенной) трещиноватости, выполненной позднемиоценовыми осадками, и
самих карстовых полостей, образованных в течение позднего плиоцена - раннего и среднего плейстоцена;
развитием полостей в районах залегания гипсов на значительной (50-100 м) глубине, где толща вообще не
вскрыта долинами. Аргументы в пользу такого механизма, приводимые авторами, не выдерживают критики.
1. Выступы гипсовых обнажений в бортах долин образуются не в результате "выдавливания" гипса, а
вследствие различной устойчивости к склоновой денудации скальной гипсовой породы и относительно
слабоконсолндированных перекрывающих (мергельно-карбонатные и глинистые осадки) и подстилающих
(непрочные литотаминевые известняки, местами - пески) отложений.
2. Пещерные лабиринты не окаймляют склоны долин, как утверждается авторами (см. рис. 4 в ре¬
цензируемой статье), а развиты на любых участках современных водораздельных массивов, в том числе в
центральных частях, наиболее удаленных от эрозионных врезов. Напротив, в придолинных участках
полости, как правило, в наибольшей степени разрушены и заполнены привнесенными осадками, тогда как в
глубине водоразделов развиты обширные лабиринты, что вполне согласуется с представлениями о том, что
современные долины врезались в уже закарстованную гипсовую толщу, разрушая и заполняя полости.
3. Третий аргумент авторов вообще имеет отношение не к структурным предпосылкам (механизму
"слоеный пирог"), а к гидрогеологическим условиям спелеогеяеза, однако также несостоятелен по содер¬
жанию. Дискретное питание поверхностными водами через поглощающие поноры и спелеогенез в условиях
свободного водоносного горизонта приводят к формированию древовидных или линейных каналов, но
отнюдь не лабиринтовых сетей. Это убедительно доказано моделированием спелеогенеза, выполненным на
основе совместного рассмотрения уравнений кинетики растворения и гидравлики потоков в сетях трещин
(17], и является особенно верным применительно к гипсовому карсту ввиду более быстрой (по сравнению с
карбонатным карстом) кинетики растворения гипсов я усиления принципа гидродинамической конкуренции
первичных путей движения вод в ходе их спелеогенного развития 1141.
Вместе с тем, авторы оказываются правы в том, что трещины, по которым развиты сети ходов
исследуемых пещер, имеют нетектоническуш природу, хотя решение вопроса не имеет ничего общего с
предлагаемым ими механизмом. Наряду с тектоническими трещинами, секущими гипсовую толщу на всю ее
мощность, имеющими значительную протяженность и параметр блочности порядка десятков и сотен метров,
в гипсах имеются трещины иного рода, которые определяют структуру пещерных систем. Детальный
121
анализ [12] показал, что основная масса ходов пещер развита по трещинам, не секущим гипсовую толщу на
всю ее мощность, а заключенным в пределах определенных горизонтов (ярусов) гипсовой толщи,
отличающихся в литолого-текстурном отношении. Такие трещины распределены весьма равномерно в
пределах единой геологической позиции (определенного горизонта и тектонического блока) и образуют
независимые сети, характеристики которых соответствуют типу эндокинетических, в частности,
литогенетических трещин [18]. Этим объясняются все основные структурные характеристики пещерных
систем: ярусность, высокая плотность ходов и их равномерное распределение, преобладание, полигональных
сетей с различной степенью системности (различное влияние поля внешних, тектонических напряжений) и
т.п. [5, 12].
Гидрогеологические условия спелеогенеза. Имеющиеся структурные предпосылки спелеогенеза по-
разному реализуются при развитии карстовых каналов в различных гидрогеологических условиях. Спе¬
леогенез в открытых гидрогеологических условиях обусловливает ускоренное преобразование трещин,
обладающих минимальным начальным гидравлическим сопротивлением, и формирование иерархической
организации карстовых систем, в которых преобладают линейные и древовидные пещеры [17]. Этому в еще
большей степени способствует дискретное питание, как в случае воронок и поноров покрытого карста.
Поэтому ни гипотеза В. Дублянского, ни, тем более, схема Л. Якуча и Г. Мезеши, не объясняют главной
особенности структуры и морфологии пещер региона - их лабиринтовости, при равномерности и высокой
плотности распределения ходов в сетях.
Решение проблемы генезиса пещер региона получено на основе развитой в последние годы теории
спелеогенеза в артезианских условиях [5, 10, 13, 14]. Лабиринтовые пещерные системы в гипсах развивались
в условиях напорного водоносного комплекса миоценовых отложений, за счет восходящего перетока вод
через гипсы между подгипсовым и надгипсовым водоносными горизонтами. Такой переток активизировался в
зонах пьезоминимумов, обусловленных врезанием древних (позднеплиоценовых - раннеплейстоценовых)
долин в перекрывающую глинистую толщу. Рассеянное по площади поступление агрессивных по отношению
к гипсам вод, наряду с отсутствием гидродинамических предпосылок для конкурентного развития каналов в
условиях водонапорного комплекса, обусловило равномерное расширение всех доступных трещин в гипсовой
толще, т.е. полную реализацию имеющихся структурных предпосылок спелеогенеза и формирование
лабиринтовых сетей. На этой стадии развития находятся в настоящее время полости, выявленные на
территориях, прилегающих к прогибу (междуречья Днестр-Прут и водораздел Днестр-Сан), где карстовые
системы все еще находятся в условиях водонапорного комплекса. Углубление современных долин в
Левобережном Приднестровье также сопровождалось подобным пещерообразованием, но их дальнейшее
врезание привело к вскрытию гипсов, уничтожению артезианских пещерных систем в зонах долин,
дренированию гипсовой толщи в междуречных массивах и превращению пещер в реликтовые. Воронки и
поноры на поверхности, перехватывающие сток, образовались в результате последующего развития
карстовых систем, а не являлись первопричиной их образования, как предполагает схема Л. Якуча и
Г. Мезеши (см. рис. 5). Из изложенного ясна несостоятельность заключения авторов о том, что "...гипсовые
пещеры Подолии формировались при взаимодействии поверхностного и подземного стока"; поверхностный
сток не участвовал в их формировании.
О кристаллах в пещерах Подолии. Значительное место в статье Л. Якуча и Г. Мезеши уделено
рассуждениям о "роли анализа типов кристаллов для понимания генезиса гипсовых пещер Подолии". При¬
веденные там наблюдения о распределении вторичных кристаллических образований в пещерах совершенно
не соответствуют действительности, как не верны и представления об их образовании и связи с генезисом
самих пещер. Установлено, что кристаллы образовывались не в застойных водоемах, а имеют главным об¬
разом субаэральное происхождение [19]. Большая их часть связана с кристаллизацией гипса из пере¬
насыщенных растворов пленочных вод, медленно стекающих по стенам ходов; имеются также кристаллы,
образованные при выходе поровых растворов в аэрируемое пространство ходов, кристаллы аэрозольного
происхождения и др. Гидрохимические исследования пещерных водоемов показывают, что их воды прак¬
тически никогда не достигают состояния перенасыщения по отношению к сульфату кальция [20]. Наконец,
упоминаемые в рецензируемой статье "буро-коричневые дугообразные колосовидные кристаллы" вообще не
являются вторичными образованиями, а отражают гигантокристаллическую структуру коренных гипсов в
верхней части толщи, образованную в ходе позднедиагенетической перекристаллизации породы [12].
Наука спелеология и ее составная часть - учение о спелеогенезе получили в последние десятилетия
динамичное и глубокое развитие. Будучи тесно связанными с такими базовыми дисциплинами геолого¬
географического цикла, как геоморфология и гидрогеология, они вместе с тем имеют вполне определенные и
специфические объект, предмет и методы исследования. Рецензируемая статья, вместе с предшествующими
публикациями тех же авторов по пещерам Подолии, является примером некомпетентного вторжения в эту
специальную область знания, усугубленным поверхностными и неверными представлениями о природных
условиях региона и характеристиках изучаемых объектов. Статья дезориентирует специалистов смежных
специальностей и дискредитирует спелеологию в их глазах.
А.Б. Климнук
122
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Якуч Л., Мезеши Г. Генетические особенности гипсовых пещер Подолии. // Геоморфология, № 1, 1997.
С. 91-97.
2. Дублине кий В.Н., Смольников Б.Н. Карстолого-геофизические исследования карстовых полостей
Приднестровской Подолии и Покутья. Киев: Наукова думка, 1969. 151 с.
3. Jakucs L., Mesosi G. Genetic problems of the huge gypsum caves of the Ukraine. Acts Geographica. T. XXVI.
Szeged: Hungary, 1976. P. 15-38.
А. Дублинский В.H., Ломаев А.А. Карстовые пещеры Украины. Киев: Наукова думка, 1980. 180 с.
5. Klimchouk АВ. Large gypsum caves in the Western Ukraine and their genesis. // Cave Science 19 (1), 1992.
P. 3-11.
6. Jakues L., Mesosi G. Ukrajna orias gipszbarlangjainak genetikai problemai. Foldrajzi Ertesito XXVI. evf. 1. sz.
Budapest: 1977. P. 119-137.
7. Jakucs L., Mesosi G. A Podoliai gypszbarlangok genetikajarol. // Karst es Barlang, efv. I—II, fuzet. Budapest:
1991. P. 45-52.
8. Андрейчук В.Ю. Закономерности развития карста в юго-восточной части зоны сочленения Русской
платформы и Предкарпатского прогиба. //Дисс. ...канд. геол.-мин. наук, Черновцы: Черновицк. ун-тет,
1984.
9. Андрейчук В.Н. Тектонический фактор и особенности сульфатного карста Буковины: геология, гео¬
морфология и гидрогеология карста. Свердловск: 1988. 66 с.
10. Климчук А.Б. Артезианское происхождение крупных лабиринтовых пещер в миоценовых гипсах Запад¬
ной Украины. // Доклады АН УССР, сер. Б, № 7, 1990. С. 28-32.
11. Климчук А.Б., Андрейчук В.Н. Геолого-гидрогеологические условия развития крупных гипсовых пещер
Западной Украины и их генезис. // Пещеры. Пещеры в гипсах и ангидритах. Пермь: 1988. С. 12-25.
12. Климчук А.Б., Андрейчук В.Н., Турчинов И.И. Структурные предпосылки спелеогенеза в гипсах За¬
падной Украины, Киев: Украинская спелеол. Ассоц. 104 с.
13. Klimchouk А.В. Speleogenesis under confined conditions, with recharge from adjacent formations. // Publ. Serv.
Geol. Luxembourg v. XXVII. Comptes Rendus du Coll. Int. de Karstol. a Luxembourg. Luxembourg: 1994.
P. 85-95.
14. Klimchouk A. Artesian speleogenetic setting. // Proc. 12th Imternat. Congress of Speleology, La Chaux-de-Fonds,
Switzerland. 1977.
15. Геотектоника Волыно-Подолии. (Чебаненко И.И., Вишняков И.Б., Власов Б.И. и др.; Отв. ред.
И.И. Чебаненко). Киев: Ин-т геол. наук. 1990. 244 с.
16. Гофштейн ИД. Неотектоника Западной Волыно-Подолии. Киев: Наукова думка. 1979. 154 с.
17. Palmer A.N. 1991. Origin and morphology of limestone caves. // Geol. Soc. Am. Bull. 103. 1-21.
18. Чернышев C.H. Трещины горных пород. M.: Наука, 1983. 240 с.
19. Турчинов И.И. Вторичные минеральные образования гипсовых пещер Западной Украины // Свет, Вест¬
ник Киевского карстолого-спелеол. центра, № 3(9), 1993. С. 29-37.
20. Климчук А.Б., Аксем С.Д., Шестопалов В.М., Рудько Г.И. Режимное изучение активности гипсового
карста Западной Украины. Киев: Ин-т геол. наук АН УССР. 55 с.
Институт геологических наук НАН Украины Поступила в редакцию
16.07.97
123
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1
январь-март
1998
ХРОНИКА
XI МЕЖДУНАРОДНОЕ СОВЕЩАНИЕ ПО ГЕОЛОГИИ РОССЫПЕЙ
И МЕСТОРОЖДЕНИЙ КОР ВЫВЕТРИВАНИЯ
15-19 сентября 1997 г. в Дубне в помещении Международного Университета Природы, Общества и
Человека "Дубна" проходило совещание "Важнейшие промышленные типы россыпей и месторождений кор
выветривания, технология оценки и освоения". Это было второе международное совещание, в нем приняли
участие 9 специалистов стран дальнего зарубежья - США, Канады, Франции, Германии, Турции, Алжира,
Бразилии, Индии, Китая, Вьетнама (опубликованы тезисы 29 авторов). Россыпники бывшего Союза были
представлены геологами не только из бывших республик, но и из удаленных регионов России. Всего на
совещании присутствовало около 200 человек. Традиционно организаторами и основными исполнителями
выступили Совет по рудообразованию и металлогении РАН, И ГЕМ РАН, Министерство природных ре¬
сурсов РФ. Оргкомитет базировался в ИГЕМе, и вся работа координировалась и возглавлялась ученым
секретарем оргкомитета д.г-м.н. Н.Г. Патык-Кара и ученым секретарем Совета по рудообразова¬
нию и металлогении РАН Е.М. Камшилиной. Оргвзнос составил 350 т.р. (45 на предыдущем совещании,
1994 г.).
Во вступительном слове академик Н.А. Шило отметил, что совещание проводится в 40-летие первого
совещания, состоявшегося в 1959 г. по инициативе Н.С. Шатского. Организация и стиль работы совещания
носили характер международных конгрессов.
Впервые в работе совещания приняли участие старатели. Наряду с традиционным финансированием со¬
вещание получило финансовую поддержку Союза старателей России, а также добывающих предприятий -
Тульской горно-заводской компании, ГГП "Корякгеолдобыча" и даже зарубежной компании ВНР Minerals
Inc.
Впервые на совещании была организована выставка. Тематика ее - "Современные технологии оценки и
разработки россыпей и месторождений кор выветривания". В ней приняли участие 25 организаций и ком¬
паний.
К совещанию опубликованы тезисы "важнейшие промышленные типы россыпей и месторождений кор
выветривания, технология оценки и освоения". Тезисы докладов XI международного совещания по геологии
россыпей и месторождений кор выветривания. М.: 1997. 273 с.) более 270 докладов от 430 авторов,
представляющих более 127 научных, производственных и коммерческих организаций.
Совещание сопровождалось пред- и послеконгрессньши научными полевыми экскурсиями. Из 4 под¬
готовленных (изданы путеводители) состоялись 3: 1) золото-платиновые россыпи Среднего Урала (6 дней -
500 долл. США); 2) первая аллювиальная россыпь золота ледниковой области центра Русской равнины,
Костромская область (5 дней - 450 долл. США); 3) золотоносность четвертичных отложений Московской и
Смоленской областей (2 дня - 170 долл. США).
Основные направления информации и обсуждения группировались в 6 секций и 4 рабочие группы: I) ус¬
ловия формирования и эволюции главных промышленных и потенциально-промышленных типов россыпей и
месторождений кор выветривания; 2) новые промышленные тины, районы и провинции россыпей и
месторождений кор выветривания; 3-4) новые технологии оценки и освоения россыпей и месторождений кор
выветривания; экологические последствия; техногенные месторождения; 5) мелкое и тонкое золото; 6) ми¬
нералогия россыпей и месторождений кор выветривания. Программы рабочих групп были посвящены
технологиям поисков, оценки и отработки месторождений. Выделялась программа 4-ой группы, особенно
интересная для геоморфологов: "Минеральные месторождения четвертичного периода (к XV конгрессу
ИНКВА)",т.к. на ней принята резолюция с целью создания при ИНКВА соответствующей комиссии.
На 8-ом Всесоюзном совещании по геологии россыпей в 1987 г. академик Н.А. Шило привлек внимание к
изучению новых типов Дпо генезису и гранулометрии) россыпей традиционных минералов и россыпей с
нетрадиционными минералами. Кроме того, в повестке дня стояли проблемы комплексного изучения и
124
эксплуатации россыпей и старая проблема мелкого и тонкого золота. Данное совещание продемонстрировало
"обвальное" количество материалов и весьма существенные успехи в решении этих задач. Уже на втором
совещании объектом рассмотрения являются месторождения кор выветривания, этих природных
обогатительных фабрик. Значительную часть программы данного совещания составляют доклады, посвя¬
щенные теоретическим и историческим вопросам формирования кор выветривания, а также конкретным
минералого-геологическим, геохимическим характеристикам и промышленным оценкам конкретных
месторождений или регионов распространения кор выветривания.
Что до наиболее традиционного минерала - золота, то на первом пленарном заседании наиболее
интересным был доклад Б.И. Беневольского "Минерально-сырьевая база россыпей золота России - сос¬
тояние, перспективы использования и развития". Автор отметил, что на фоне возрастающего в мире спроса
на золото, устойчивости цен, увеличения производства и глобализации проведения геолого-разведочных
работ в РФ происходит резкое сокращение добычи (1997 г. равен 1965) и геологоразведочных работ по
воспроизводству минерально-сырьевой базы. Впервые за 40 лет проявилась тенденция к снижению запасов.
Прогнозные ресурсы уменьшились на 30%. Общая обеспеченность добычи составляет 15 лет (по основным
районам 5-10 лет). С 1991 г. резко возросла себестоимость золота. Причины: прогрессирующее истощение
минерально-сырьевой базы, ухудшение качественных показателей запасов, усложнение горно-геологических
условий отработки, сокращение обеспеченности в важнейших районах, неудовлетворительное финансово-
экономическое и организационно-структурное состояние золотодобывающей отрасли, недостаток финан¬
сирования геологоразведочных работ. Интересны приведенные автором цифры валютных резервов разных
стран: США - 32 г. на душу населения, Германия - 35, Франция - 45, Китай - 10, РФ - 3. Падение добычи
золота происходит также и в Южно-Африканской республике, мировом лидере; но в США, Австралии,
Канаде, Корее происходит значительный рост. Перспективы расширения минерально-сырьевой базы рос¬
сыпного золота в XXI веке Б.И. Беневольекий связывает с усилением геологоразведочных работ в районах с
активной ресурсной базой, использованием потенциала техногенных накоплений, с объектами с тонким
золотом в известных и новых (Русская, Сибирская платформы) регионах, реализаций перспектив мало¬
изученных регионов (Таймыр, Анабар).
Состояние золотодобывающей промышленности было ярко охарактеризовано главой Союза старателей
России В.И. Таракановским. В РФ в настоящее время насчитывается 507 золотодобывающих предприятий,
что примерно равно 1914 году. И только 73 из них дают в год от 50 до 100 кг, остальные менее. До 1995 г.
уровень добычи составлял от 130 до 136 т в год, в 1996 упал до 60 т. Кризис объясняется тем, что цена
золота приравнена к цене на Лондонской бирже и сохраняется на уровне 1994 г., при том, что остальные
условия хозяйственной деятельности старателей подорожали на 80%, кредиты даются под 30-40% годовых
(при 1,5 в зарубежных странах), 50% составляют налоги, долг государства старателям 2 трил. рублей.
Вместе с тем, в старательской добыче возросла роль россыпной платины, т.к. цена ее на мировом рынке на
25% превышает цену золота.
Что касается тонкого и мелкого золота, извлечение которого и представляло собой проблему, то, по
заключению академика Н. А. Шило, совещание продемонстрировала ее технологическое решение. В не¬
скольких докладах освещались результаты промышленного опробования вновь созданного оборудования,
которое в некоторых случаях превосходит по результативности оборудование фирмы Кнельсон, мирового
лидера в этой области. Так, предприятие ОАО "Грант", последние 7 лет активно занимающееся вопросами
обогащения золотосодержащего сырья, создало технологии и оборудование нового поколения, которые, в
отличие от зарубежных, позволяют извлекать не только окатанное, но и чешуйчатое золото с показателями
96-98%.
Опробование техногенных отвалов и исходных песков позволило авторам (Ермаков В.В.) предположить,
по исследованиям многочисленных проб различных месторождений России, что содержание тонкого и мел¬
кого золота может достигать 5-7 г/м3; только на территории Бодайбинского района предполагается наличие
2-3 тысяч тонн в техногенных отвалах.
На выставке было представлено как само оборудование, так и многочисленные проспекты, харак¬
теризующие достижения различных фирм, зарубежных- и российских, в этой сфере деятельности. Раз¬
работчики этих технологий и оборудования имеют целью извлечение золота из комплексных россыпей,
различного техногенного сырья, такого, как шлаки металлургических и аффинажных производств, а также
сырья песчано-гравийных комбинатов. Установлено, что золотоносные пески Русской равнины характе¬
ризуются содержаниям» 03-2,0 г/м3.
Появление новых обогатительных приборов резко повысило значение аллохтонных концентраций мелких
и тонких частиц золота на юге Западной Сибири, где они установлены в терригенных породах разного (от
нижнего девона до современного) возраста, различной зрелости, а также разной степени литификации и
связи с современным рельефом (Г.В. Нестеренко с соавторами). Кроме историко-геоморфологических дан¬
ных, эти исследования содержат фактический материал, важный для анализа механизма транспортировки
аллювия. Так, установлено, что золотимы из аллохтонных концентраций обладают повышенной механи¬
ческой и хемогенной преобразованностью, ушющенностью и пониженной крупностью. Крупность проявляет
125
зависимость от дальности сноса; степень облагороженности молодых золотин значительно выше; чем
древних.
Именно технологии и оборудование нового поколения, эффективные для извлечения легкоподвижного
трудноулавливаемого золота, оправдывают оптимистичность прогнозных перспектив платформ. На данном
этапе геологическая изученность объектов с мелким и тонким золотом уже отстает от возможностей их
промышленного освоения.
Важно отметить, что все эти технологии основываются на гравитационных методах обогащения породы,
которые, по мнению В.В. Ермакова (ОАО "Грант"), вытесняют химические.
Применение этой новой техники существенно и при проведении геологоразведочных работ, поскольку
уже на этой стадии дает достоверную информацию о содержании свободного золота в сырье.
Интересующие всех проблемы генезиса россыпного золота платформ, геоморфологические позиции и
генезис вмещающих толщ которого освещаются в целом ряде докладов, получили неоднозначную трак¬
товку. Так, в докладе А.Д. Генкина с соавторами, посвященном попутной золотоносности моренных отло¬
жений Хромцовского месторождения песчано-гравийных материалов (Ивановская область), отмечается, что
состав золотин указывает на разнородные источники золота: часть из них близка к самородному золоту,
описываемому финскими исследователями, другая - к золоту, известному на Кольском полуострове. В этих
же отложениях присутствуют минералы платиновой группы, основным минералом тяжелого концентрата
является самородное железо, отнесенные авторами к метеорным образованиям.
Исследователи из Воронежского госуниверситета А.Д. Савко и Л.Т. Шевырев, изучавшие золото¬
носность чехла Воронежской антеклизы (опробованы отложения от среднего девона до современных - около
50% проб обнаружили концентрации золота до 3,8 г/м ) выявили наличие высокопробных золотин, нео-
катанных, обычно без "рубашки". Характерное наличие необычных летучих примесей, отсутствие связи с
определенными стратиграфическими уровнями, генезисом и гранулометрическим составом вмещающих
толщ, а также тяготение их к зонам глубинных разломов позволили авторам высказать предположение об
эндогенной природе металла и отнести эти россыпи к эпигенетическому типу.
Правомерность подобного предположения подтверждается исследователями из ВСЕГЕИ. Так, В.С. Пев¬
знер выделяет феномен "прозрачных геохимических зон", по которым весь разрез платформенного чехла (и,
соответственно, зоны гипергенеза) обладает тенденцией к концентрации одной и той же группы химических
элементов, независимо от литологического состава и возраста. В пределах Восточно-Европейской
платформы такие зоны пространственно совпадают с авлакогенами. На Сибирской платформе они
совпадают с глубинными сейсмоактивными зонами. В.Е. Попов с соавторами также посвятили свой доклад
роли эндогенных процессов при картировании рудоносных зон гипергенеза чехольных комплексов; они
отмечают, что к настоящему времени накоплено значительное число фактов влияния на рудообразование в
зоне гипергенеза глубинных термальных процессов, связанных, по геофизическим данным, с глубоко-
залегающими вулканическими образованиями. Фиксация глубинных флюидов происходит по всему разрезу
чехольных комплексов. Это подтверждается и опытом картирования морены на северо-западе Русской
платформы. В.В. Середин (ИГЕМ) выразил согласие с таким выводом, поскольку материалы изучения
дальневосточных угленосных впадин также подтвердили наличие таких молодых эманаций, выявленных не
только в угленосных, но и во вмещающих толщах.
С.С. Кальниченко с соавторами (ЦНИГРИ), выделяя в пределах центральной части Восточно-Евро¬
пейской платформы 3 золотоперспективных площади - Смоленскую, Московскую, и Северо-Увальнин-
скую - с аллювиальными концентрациями и концентрациями в песчано-гравийных смесях краевых ледни¬
ковых образований, считают источниками полезного компонента промежуточные коллекторы разного гене¬
зиса (аллювиальный и морской) и возраста (включая триас, юру и мел).
Рассматривая представленные материалы, касающиеся мелкого и тонкого золота, нельзя не упомянуть
золотоносную провинцию, простирающуюся широкой полосой от устья Дона к дельте Дуная, россыпи
которой охарактеризованы специалистами с Украины (В.Т. Кардашем с соавторами) как новый тип
месторождений - полигенные россыпи пылевидного золота. Они обнаружены в донных отложениях под¬
водной части шельфа и прилегающей суши в северной части Азово-Черноморской депрессии. Золотоносные
отложения относятся к прибрежно-морской, дельтовой, лагунной и иногда к аллювиальной фациям сов¬
ременного, голоценового, неогенового и мелового возраста. Размеры некоторых золотин иногда превышают
зерна породообразующих минералов вмещающего грунта. В целом они обладают такими морфологическими
чертами, которые могут быть объяснены только с привлечением представлений о нарастании и укрупнении
золотин в тонком илистом грунте морского бассейна в результате смены физической, химической и
биологической обстановок, в результате наложения терригенного, хемогенного и биогенного процессов.
Нельзя не отметить обилие докладов, характеризующих россыпное золото тропических регионов
Африки и Южной Америки. Наиболее распространенный и осваиваемый со средневековья тип - золото¬
носные коры выветривания. Однако имеются и аллювиальные месторождения и россыпи террас крупнейших
озер.
Благодаря возросшему интересу к россыпной платине появились новые геоморфологические данные о
126
таком малоизученном регионе, как Ветвейский хребет Корякии. Этот регион рассматривается как новый
высокоперспективный россыпной район мира. Из опубликованных данных можно сделать вывод о сложном
строении россыпевмешающих долин 2-4 порядков, переживших историю развития, сходную с долинами
других горных регионов страны, в том числе и с долинами Яно-Колымского золотоносного пояса. Детальные
данные (Г.Ю. Боярко) по строению и развитию долины р. Инагли (непрерывные для 29 км длины) накоп¬
лены при изучении уникальной золото-платиновой одноименной россыпи в Центрально-Алданском районе.
В целом же наибольшее количество палеогеоморфологических данных заключено в докладах, харак¬
теризующих коры выветривания различных регионов, возраст их формирования и, соответственно,
континентальные перерывы, во время которых происходит выравнивание рельефа. Примером таких мате¬
риалов служит доклад А.Д. Савко с соавторами (Россия и Украина), в котором выделяется 8 перерывов
межформационного и внутриформационного рангов для фанерозоя Русской равнины, в которые происходило
формирование кор выветривания, послуживших россыпеобразующими формациями в эпохи активизации
тектонических движений и экзогенных процессов.
Появилось много новых материалов по древнему карсту, характеризующих этот процесс с позиций
морфолитогенеза и возраста.
Методические новации представлены, например, такими работами, как картографирование и оценка
техногенных комплексов россыпных месторождений Колымы на основе компьютерной обработки материа¬
лов аэросъемки (В.Н. Смирнов с соавторами), в результате которой характеризуются местоположение и
составляющие техногенного комплекса, способ и время его формирования, площади, дифференцированные
по указанным признакам, что ведет (при предполагаемых содержаниях и особенностях распределения золота
в составляющих комплекса) к предварительной оценке относительных запасов. А.Г. Беспалов (НПП
"Тетис-М", Новокузнецк) проинформировал об опыте использования уже официально признанного биоло¬
кационного метода поисков россыпей на северной части Кузнецкого Алатау. 43% составил коэффициент
соответствия, означающий степень совпадения пространственного положения прогнозных площадей, опре¬
деленных биолокационным методом, и известных золотоносных объектов. Д.А. Крюковский и Б.А. Пет¬
ренко осветили чрезвычайно положительный опыт использования поисковой техники нового поколения,
включающей технические устройства поисково-маршрутного, лабораторного и камерального назначения.
Среди маршрутных устройств называется навигационная система GPS, позволяющая не только мгновенно
определиться на местности, но и оперативно картировать окружающую геолого-геоморфологическую
обстановку. Единственный недостаток "малого" набора для одной поисковой группы - относительная
дороговизна (от 75 долл. США).
Большой интерес представляют сводные картографические работы, демонстрировавшиеся на выставке.
ВСЕГЕИ продемонстрировал комплект карт "Геология и полезные ископаемые России" масштаба
1 : 5000000, выдвинутых на соискание Государственной премии России 1998 г.: карта экзогенной
минерагении, карта полезных ископаемых, карта топливно-энергетических ресурсов, геологическая карта.
ЦНИГРИ представил созданный по заказу Министерства природных ресурсов комплект карт "Экзо¬
генная золотоносность и платиноносность Российской Федерации", состоящий из 4 взаимосвязанных карт
масштаба 1:2500000-1:5000000. На основной карте м-ба 1:2500000 в качестве одного из критериев
выделения золотороссыпных зон используется морфоструктурный показатель. В комплект входит "Карта
геоэкологических условий освоения золотороссыпных районов территории РФ", м-б 1:5000000.
ГНПП "Аэрогеология" представило бумажную и электронную версию трех работ: справочник "Мине¬
ральные ресурсы мира на начало 1996 г.", 557 с., содержащий совокупность данных по всем странам мира с
ретроспективой 5 лет; аналитический обзор "Мировая конъюнктура и мировые рынки минерального сырья",
приложение к справочнику; "Атлас минеральных ресурсов мира", картографический иллюстративный мате¬
риал к справочнику, собранный под одной обложкой.
ИМГРЭ продемонстрировал на выставке ландшафтно-геохимическую карту Российской Федерации
масштаба 1:5000000, карту экологических условий водопользования масштаба 1:5000000.
На выставке была представлена монографическая работа 12 авторов "Россыпные месторождения России
и других стран СНГ (минерагения, промышленные типы, стратегия развития минерально-сырьевой базы",
отв. ред. Н.П. Лаверов и Н.Г. Патык-Кара. М.: Научный мир, 1997. 479 с. Для геоморфологов монография
интересна с точки зрения содержащегося в ней материала по строению и условиям формирования вме¬
щающих толщ, закономерностям размещения полезных ископаемых, созданных в разные эпохи истории
Земли экзогенными процессами.
В целом совещание продемонстрировало возрастающую роль в развитии минерально-сырьевой базы
страны древних и погребенных россыпей минерального сырья различного типа, в том числе и аллохтонных
аллювиальных россыпей устойчивых минералов. Это в целом ведет к усилению роли палео¬
геоморфологических исследований при поисках россыпей, а для геоморфологов означает расширение
возможностей использования материалов изучения россыпей.
Г.А. Постоленко
\21
Главный редактор Д.А. Тимофеев
Редакционная коллегия:
О.М. Адаменко, АЖ Берлянт, Н.С. Благоволив (зам. гл. редактора),
В.Вад. Бреигулеев, Б.А. Будагов, А.Я. Дедков, П. А. Каилин,
А.Н. Ласточкин, А.Н. Маккавеев (отв. секретарь), Ю.А. Навлидис, 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. 238-83-60
Технический редактор Т.11. Смоляннико&а
Сдано в набор 19.11.97
Офсетная печать.
Подписано к печати 09.12.97
Уел. печ.л. 10,4 Усл.-хр.-отт. 3,7 тыс.
Тираж 357 экз. Зак. 2659
Формат бумаги 70xl001/i6
Уч.-издл. 12,4 Бум. л. 4,0
128
Адрес редакции: 109017 Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 29
Институт географии РАН, тел. 238-03-60
ППП типография "Наука” Академиздатцентра РАН, 121099, Москва, Шубинский пер., 6
Индекс 70215
«НАУКА»
ISSN 0435-4281 Геоморфология, 1998, № 1