рельеф и экзогенные процессы гор

advertisement
РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК
Сибирское отделение
Институт географии им. В.Б. Сочавы
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКАЯ КОМИССИЯ РАН
АССОЦИАЦИЯ ГЕОМОРФОЛОГОВ РОССИИ
РУССКОЕ ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ ОБЩЕСТВО
Восточно-Сибирское отделение
РЕЛЬЕФ И ЭКЗОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ ГОР
Материалы Всероссийской научной конференции
с международным участием, посвященной 100-летию со дня рождения
доктора географических наук, профессора Льва Николаевича Ивановского
Иркутск, 25-28 октября 2011 г.
Том 1
Иркутск
Издательство Института географии им. В.Б. Сочавы СО РАН
2011
УДК 911.2 : 551.4
ББК 823
Р36
Рельеф и экзогенные процессы гор / Материалы Всероссийской научной конференции с международным участием, посвященной 100-летию со дня рождения доктора географических наук, профессора Л.Н. Ивановского (Иркутск, 25-28 октября 2011 г.). – Иркутск:
Изд-во Института географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, 2011. – Т. 1. – 187 с.
В двух томах книги публикуются материалы, раскрывающие образ Л.Н. Ивановского –
ученого, вопросы теоретического и методологического изучения экзогенного рельефообразования, пространственно-временной динамики экзогенных процессов, гляциальной геоморфологии, формирования речных долин, проблем палеогеоморфологии, палеогеографии, геологии кайнозоя и комплексных географических исследований.
Книга представляет интерес для геоморфологов, палеогеографов, физико-географов и
специалистов в области четвертичной геологии.
Relief and exogenous processes of mountains. Proceedings of the All-Russian Scientific
Conference with international participation, dedicated to the 100th birth anniversary of Doctor of
Geographical Sciences, Professor L.N. Ivanovskii (Irkutsk, October 25-28, 2011). Irkutsk: Izd-vo
Instituta geografii im. V.B. Sochavy SO RAN, 2011, Vol. 1, 187 p.
Two volumes of the book contain materials, which reveal the image of L.N. Ivanovskii as a
scientist, issues concerning the theoretical and methodological study into the exogenous relief formation, spatio-temporal dynamics of exogenous processes, glacial geomorphology, formation of
river valleys, and problems of paleogeomorphology, paleogeography, Cenozoic geology and integrated geographical research.
The book is of interest to geomorphologists, paleogeographers, physical geographers, and
specialists in the field of Quaternary geology.
Редакционная коллегия: д.г.н. В.Б. Выркин, к.г.н. Ю.В. Рыжов, к.г.н. Ж.В. Атутова,
к.г.н. Л.А. Выркина, к.г.н. Д.В. Кобылкин
Материалы опубликованы в авторской редакции
Материалы изданы при поддержке гранта РФФИ, проект № 11-05-06042-г
Утверждено к печати Ученым советом Института географии им. В.Б. Сочавы СО РАН
ISBN 978-5-94797-173-6
ISBN 978-5-94797-174-3 (Т. 1)
2
© Институт географии
им. В.Б. Сочавы СО РАН, 2011
ПРЕДИСЛОВИЕ
Вниманию читателя предлагается сборник материалов конференции «Рельеф и экзогенные
процессы гор», посвященный 100-летию со дня рождения известного геоморфолога и географа,
доктора географических наук, профессора Льва Николаевича Ивановского (1911-2007).
Лев Николаевич родился 15 (28 по новому стилю) октября 1911 года в г. Кременец Волынской губернии Российской империи (ныне Тернопольская область Украины) в просвещенной интеллигентной семье. В 1933 г. он поступил в Томский государственный университет на геологопочвенно-географический факультет. После его окончания в 1938 г. и до 1963 г. научная и педагогическая деятельность Л.Н. Ивановского была связана с этим университетом.
Научная работа Л.Н. Ивановского началась еще со студенческой скамьи. В 1936 г. он был
приглашен в географическую экспедицию на север Западной Сибири для полуинструментальной
съемки русел рек Казым, Надым, оз. Нумто и характеристики рыхлых отложений и рельефа. По
итогам этих исследований в трудах Томского университета в 1939 г. была напечатана первая научная работа Л.Н. Ивановского.
С 1938 г. начались географические исследования Л.Н. Ивановского на Алтае. С тех пор в
течение нескольких лет Лев Николаевич изучал речные террасы долины р. Чуи. В дальнейшем
итоги этой научной работы нашли отражение в его кандидатской диссертации. Позднее Лев Николаевич изучал морфологию долин многих рек Алтая. Особенно большое внимание он уделял
характеристике террас р. Катуни.
В годы Великой Отечественной войны Л.Н. Ивановский служил на Дальнем Востоке. После войны его исследования велись на Енисее, а затем снова на Алтае. В Томском университете,
кроме научной деятельности, Лев Николаевич вел большую организационную и педагогическую
работу. Он был деканом геолого-географического факультета в 1953-1954 гг. и заведующим кафедрой общей географии в 1960-1963 гг. После переезда в Иркутск в Институт географии Сибири и Дальнего Востока СО АН СССР он возглавил созданную здесь лабораторию геоморфологии
(1965-1987 гг.), а далее до 2007 г. работал в должности главного научного сотрудника.
В круг интересов Л.Н. Ивановского входили многие важные проблемы геоморфологии и
географии, но основными всегда оставались вопросы экзогенной геоморфологии, среди которых
особое место занимали исследования закономерностей формирования денудационного и аккумулятивного рельефа высокогорий, древнего оледенения, палеогеографии плейстоцена и голоцена,
особенностей развития речных долин и террас.
Изучению морфогенеза гор Сибири Лев Николаевич посвятил всего себя. Более полувека
им исследовались основные формы рельефа нивально-гляциального пояса Сибири, были выявлены главные черты эволюции и динамики рельефа высокогорий, развивающихся под ведущим
влиянием нивально-гляциальных и гравитационных процессов. Решение многих вопросов происхождения, морфологии и развития ледникового рельефа было вершиной его научных достижений и составляло основу наиболее значимых крупных работ. Важнейшие фундаментальные
проблемы гляциальной геоморфологии были отражены в его докторской диссертации и одноименной монографии «Формы ледникового рельефа и их палеогеографическое значение на Алтае», а также главном его научном труде – «Гляциальная геоморфология гор», которая была высоко оценена геоморфологами. За эту работу Географическое общество СССР в 1982 г. наградило Льва Николаевича золотой медалью имени Н.М. Пржевальского.
В 1970-1976 гг. Л.Н. Ивановский работал в составе творческого коллектива в проекте «История развития рельефа Сибири и Дальнего Востока», научными руководителями которого были
академик А.Л. Яншин и член-корреспондент Н.А. Флоренсов. Им были написаны главы «Оледенение гор и рельеф» и «Речные террасы горных рек и их продольные профили», опубликованные
в двух книгах многотомной серии. Эта коллективная работа была награждена Государственной
премией СССР.
Кроме изучения гляциального рельефа Л.Н. Ивановский вложил много сил в познание закономерностей формирования рельефа речных долин, которые он исследовал всю жизнь. Им были изучены морфология речных долин и террас некоторых рек Западной Сибири, Горного Алтая,
Западного Саяна, Прибайкалья и сформулировано новое представление о характере их развития
в переходных геоморфологических зонах между горами и равнинами.
3
Л.Н. Ивановским в монографии «Экзогенная литодинамика горных стран» (1993 г.) на
примере Алтае-Саянской горной области были рассмотрены важные теоретико-методические
вопросы изучения экзоморфогенеза в горах, проблемы выделения ведущих процессов разного
пространственного уровня с использованием их классификации, описаны комплексы процессов
на склонах и в долинах высокогорий, плоскогорий, плато и котловин.
В монографии «Парагенез и парагенезис горного рельефа юга Сибири» (2001 г.) Л.Н. Ивановским с новых позиций обобщен и проанализирован обширный материал по горному рельефу
юга Сибири. В ней впервые в геоморфологии выдвинуты и обоснованы новые представления о
парагенезе и парагенезисе экзогенных процессов и их сукцессиях, рассмотрена и оценена их роль
в развитии рельефа горных территорий, выделены и проанализированы парагенетические ассоциации форм различных размерностей.
Направление изучения малых форм рельефа, сформулированное Л.Н. Ивановским как топологическая геоморфология, зародившееся, в первую очередь, на базе стационарных исследований, в настоящее время обогащается новыми методическими приемами анализа рельефообразующих процессов, что находит свое выражение в научной работе сотрудников лаборатории
геоморфологии Института географии им. В.Б. Сочавы СО РАН.
Л.Н. Ивановский печатался почти 70 лет (1939-2006 гг.). По итогам публикаций, среди которых в соавторстве им издано около четверти работ, Льва Николаевича можно охарактеризовать
как ученого с ярко выраженной склонностью к индивидуальному творчеству, однако отдающего
дань и коллективной работе. Эта сторона его дарования особенно выразилась в процессе комплексных геоморфологических исследований Института географии СО РАН. В Иркутске им была создана и успешно работает научная геоморфологическая школа экзогенного рельефообразования, имеющая индивидуальность и перспективу дальнейшего развития.
Он был хорошим оратором и это связано с его многолетней плодотворной педагогической
деятельностью. Проработав в Томском государственном университете 25 лет, Лев Николаевич
много сил вложил в дело подготовки географов высшей квалификации. Свой богатый опыт и
знания он передавал и студентам Иркутского государственного университета. Под его научным
руководством успешно защищено 15 кандидатских диссертаций. Два его ученика – В.Б. Выркин
и В.М. Плюснин – стали докторами географических наук. Л.Н. Ивановский – автор более 200 научных работ, в том числе 15 монографий. Каждая из публикаций Льва Николаевича содержит
новые идеи в области экзогенной геоморфологии. Трудно переоценить тот научный вклад, который внес Лев Николаевич в развитие геоморфологической науки в Сибири, который, несомненно, будет в дальнейшем еще приумножен.
Наука была делом всей его жизни. Ей Лев Николаевич отдал всего себя без остатка и на
склоне лет признавался, что не видит смысла своей жизни без поиска новых фактов из истории
природы. Он не прекращал исследовательской деятельности до последнего дня, но годы брали
свое и 29 декабря 2007 г. Льва Николаевича не стало. Увлеченность научным творчеством, оптимизм и доброжелательность позволили ему прожить долгую, счастливую жизнь и оставить нам
богатое наследие и благодарную память.
Содержание представленной книги (в двух томах) разработано в соответствии с основными
научными направлениями деятельности Л.Н. Ивановского и состоит из шести разделов. Кроме
того, в сборнике представлены материалы, посвященные раскрытию личности и научного наследия Л.Н. Ивановского.
Первый раздел материалов конференции посвящен теоретическим и методическим вопросам изучения экзогенного рельефообразования, а во второй, наиболее обширный, включены материалы, освещающие вопросы изучения современных экзогенных процессов и динамики рельефообразования. Третий раздел содержит материалы по крупной научной проблеме – исследованию гляциальной геоморфологии, а четвертый – по вопросам формирования речных долин и
террас. Кроме того, в сборнике представлены материалы, посвященные исследованию по палеогеоморфологии, палеогеографии и геологии кайнозоя, а также комплексным географическим исследованиям в их взаимосвязях с решением геоморфологических вопросов.
В.Б. Выркин
4
Л.Н. ИВАНОВСКИЙ – СОЗДАТЕЛЬ НАУЧНОЙ ШКОЛЫ ЭКЗОГЕННОЙ
ГЕОМОРФОЛОГИИ В СИБИРИ
Плюснин В.М.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, plyusnin@irigs.irk.ru
Исследование экзогенного морфогенеза в Сибири началось в конце XIX в. при комплексном
географическом и геологическом изучении территории. Первыми исследователями природы края
А.Ф. Миддендорфом, И.Д. Черским, П.А. Кропоткиным, В.А. Обручевым, И.А. Лопатиным и другими, в том числе изучались формы рельефа в тайге, тундре, степях, горах, речных долинах, их происхождение и связь с другими компонентами природной среды.
При организации Института географии в Иркутске были определены направления геоморфологических исследований – изучение экзогенных процессов рельефообразования на стационарах, как
вспомогательных при изучении проблем ландшафтоведения. В методике тех лет преобладали стационарные наблюдения на опытных площадках за динамикой грунтов, картирование ключевых участков для типичных ландшафтов, экспериментальные исследования в лабораторных условиях и в
природе, а также маршрутно-экспедиционные обследования рельефа окружения стационаров.
Сам Л.Н. Ивановский пришел в Институт уже сформировавшимся ученым, он в течение нескольких десятков лет изучал гляциальные и флювиальные формы рельефа на Алтае. При постановке
стационарных исследований разработка методик изучения разных видов экзогенных процессов рельефообразования легла на плечи Льва Николаевича и его первых учеников – В.А. Войлошникова, З.А.
Титову, И.Б. Петрова, И.Н. Рашбу, Э.П. Кейду, В.Б. Выркина, О.И. Баженову, Е.М. Любцову.
В результате работ на стационарах Института в Юго-Восточном Забайкалье, Нижнем Приангарье, Южно-Минусинской и Назаровской котловинах, Прибайкалье и Забайкалье, Западной Сибири
Львом Николаевичем Ивановским были сформулированы задачи изучения малых форм рельефа –
топологической геоморфологии. Эти исследования шли в русле комплексного направления в физической географии – топологии геосистем, разрабатываемой В.Б. Сочавой. Динамика рельефа, формирующая современную поверхность, зависит от характера горных пород, климата, водного режима,
животного и растительного мира и базируется на определенных морфоструктурах. В свою очередь
поверхность малых форм рельефа воздействует на изменение почвенного покрова, влажностного режима грунтов и растительности. Поэтому для правильного понимания развития геосистемы в целом
требуются глубокие познания закономерностей развития рельефа и его взаимосвязей с другими компонентами природной среды. Широкое расположение стационаров в Сибири давало возможность характеризовать современные геоморфологические процессы в различных географических зонах, в горах и на равнинах, и таким путем выявить особенности зонально-провинциальных условий формирования рельефа. Количественные значения рельефообразующих процессов позволили сравнивать их
пространственно, а длительные временные показатели увязать с изменениями климата и тектоническими движениями.
Регулярные наблюдения на стационарах проводились за следующими экзогенными рельефообразующими процессами: флювиальными (боковая и глубинная эрозия и аккумуляция, твердый сток),
делювиальным смывом, криогенным сползанием грунтов, солифлюкцией, развитием курумов, дефляцией, десерпцией, физическим и химическим выветриванием. С эрозией и твердым стоком рек
тесно связаны процессы выщелачивания горных пород и ионного стока, обусловливающие химическую денудацию. Сравнение средних годовых величин твердого стока с величинами химического
стока показывает, что химическая денудация по интенсивности не уступает процессам эрозионного
размыва и выноса горных пород. Определено, что в современном рельефообразовании Приангарья
существенное значение имеет подповерхностный смыв, который наиболее интенсивно происходит на
склонах, покрытых грубообломочным материалом. Площадное развитие этого процесса ведет к формированию просадочно-западинного микрорельефа. Наиболее распространенным видом склоновой
денудации в Приангарье является криогенное сползание грунтов. Гидротермические движения наиболее интенсивны на тонкодисперсных грунтах слабодренируемых понижений, заболоченных долин
и нижних частей вогнутых склонов. Менее динамичны они на относительно сухих щебнистых суглинках и песках. По результатам стационарных работ сделан вывод о необходимости исследования
склонового сноса в историческом аспекте в связи с ритмами изменений увлажненности для более
глубокого познания истории формирования рельефа и прогноза его дальнейшего развития.
Здесь следует упомянуть об участии Л.Н. Ивановского в создании коллективной монографии
«Проблемы экзогенного рельефообразования» (1976) из серии «История развития рельефа Сибири и
5
Дальнего Востока», ряд авторов которой, получили Государственную премию СССР. Ее разделы по
оледенению гор Сибири и гляциальному рельефу, а также речным террасам горных рек и их продольным профилям стали примером классического исследования экзогенного рельефообразования в
горах Сибири.
За монографию «Гляциальная геоморфология гор» в 1982 г. Л.Н. Ивановский был награжден
Географическим обществом СССР медалью им. Н.М. Пржевальского.
В теоретическом обосновании геоморфология прошла ряд этапов – морфологический, морфогенетический, морфохронологический, морфодинамический, но, по утверждению Г.Ф. Уфимцева [1],
только две геоморфологические концепции содержат скрытые методологические начала, используемые для построения других геоморфологических гипотез. Это теория географического цикла В.М.
Дэвиса и теория литодинамического потока Н.А. Флоренсова. Именно в рамках этих концепций Л.Н.
Ивановский разрабатывал свою теорию экзогенного рельефообразования в Сибири.
В первую очередь к ней относится проблема выделения ведущих геоморфологических процессов и анализ пространственных и временных структур экзогенного рельефообразования. «Среди экзогенных процессов, вырабатывающих экзогенные формы рельефа, существует один, ведущий, без
которого форма рельефа не развивается. Овраг бы не образовывался, если бы не было донного размыва, «бараньи лбы» и курчавые скалы не создавались без ледниковой эрозии» [2]. Но, происходит и
периодическая смена ведущего процесса. Например, при увеличении количества атмосферных осадков в степях внутригорных котловин юга Сибири на склонах развивается склоновый водноэрозионный класс процессов, а при периодической засухе ведущее значение приобретает эоловый. В
результате, почти одновременно формируются генетически различные формы рельефа. Такую смену
экзогенных процессов Л.Н. Ивановский предложил называть сукцессией. Он рассмотрел четыре смены экзогенных процессов – рассеянную, прерывистую, непрерывную с выраженным фациальным переходом в разрезах и скрытую.
При ослаблении интенсивности ведущего процесса под воздействием тектонических, климатических условий, а также вследствие хозяйственной деятельности наблюдается постепенное изменение ведущего процесса вплоть до его замены – происходит трансформация структуры экзогенных
процессов.
Л.Н. Ивановским впервые в геоморфологии выдвинуты и обоснованы новые представления о
парагенезе, парагенезисе и парагенетических ассоциациях. Парагенез означает соседство не меньше
двух идентичных форм рельефа, сходных по положению, размерам и развитию. Парагенезис осуществляет развитие этих форм передачей вещества от одной формы к другой при сукцессиях, или
вследствие взаимодействия форм рельефа, находящихся в парагенезе. Парагенетические ассоциации
представляют собой группы генетически сходных деструктивных форм рельефа с соответствующими
экзогенными процессами [3].
Альпинотипный рельеф гор юга Сибири разрабатывался по склонам плоскогорных участков на
высоте, близкой к снеговой линии. Главной деструктивной формой рельефа, разрушающей прежний
рельеф плоскогорий, служит кар и сопровождающие его малые деструктивные формы – денудационные воронки, желоба и ложбины сноса, лавинные лотки. Л.Н. Ивановским установлено пять основных этапов развития каров в горах. Четыре первых приводят к формированию альпинотипного рельефа, пятый ведет к его деградации. При последовательной смене крупных деструктивных форм более
мелкими, развитие парагенетических ассоциаций каров приводит к эквипленизации альпинотипного
рельефа.
Две монографии Л.Н. Ивановского – «Формы ледникового рельефа и их палеогеографическое
значение на Алтае» (1967) и «Гляциальная геоморфология гор» (1981) являются классическими трудами, в которых рассмотрены вопросы горного оледенения Сибири, проведен анализ динамики современного и реконструкция древнего оледенения гор по формам рельефа и четвертичным отложениям. Эти книги стали настольными у исследователей гор и по ним читают лекции студентам географических и геологических факультетов университетов.
Среди учеников Льва Николаевича, работающих в Институте географии им. В.Б. Сочавы СО
РАН, два доктора наук (В.Б. Выркин, В.М. Плюснин) и четыре кандидата. Трое из них – О.И. Баженова, Ю.В. Рыжов и С.Б. Кузьмин подготовили к защите, или близки к завершению, докторских диссертаций. В.Б. Выркин на основе многолетних исследований нивальных, криогенных, флювиальных,
эоловых процессов разработал классификацию экзогенных процессов суши, ставшей основой картографирования экзогенных процессов рельефообразования в Сибири.
Дело Л.Н. Ивановского, которому он посвятил всю свою жизнь, продолжают его ученики, живущие и работающие не только в Иркутске, но и в Томске, Барнауле, Новосибирске, Улан-Удэ, Тю-
6
мени, Якутске, Владивостоке. Они развивают его идеи, совершенствуют методики исследований, находят новые грани в исследованиях экзогенного рельефообразования, обучают молодежь по материалам и публикациям Льва Николаевича. Научная школа фактически создана – есть специальное направление исследований, есть ученики, есть результаты и перспективы дальнейшего развития, а также признание геоморфологами страны ее высокой классической значимости.
Литература
1. Уфимцев Г.Ф. Очерки теоретической геоморфологии. – Новосибирск: Наука, 1994. – 123 с.
2. Ивановский Л.Н. Экзогенная литодинамика горных стран. – Новосибирск: Наука, 1993. – 160 с.
3. Ивановский Л.Н. Парагенез и парагенезис горного рельефа юга Сибири. – Иркутск: Изд-во Ин-та
географии СО РАН, 2001. – 142 с.
Л.Н. ИВАНОВСКИЙ И ВОПРОСЫ РАЗВИТИЯ
ЭКЗОГЕННОЙ ГЕОМОРФОЛОГИИ В СИБИРИ
Выркин В.Б.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, vyrkin@irigs.irk.ru
Известному исследователю Сибири, геоморфологу и географу, доктору географических наук,
профессору Льву Николаевичу Ивановскому сегодня исполнилось бы 100 лет. Вся сознательная
жизнь ученого была проникнута интересом к познанию неразгаданных тайн природы. Не зря его называют живой легендой Алтая. Л.Н. Ивановский отдавал все свои силы, энергию и знания преданному служению отечественной науке. В круг его интересов попадали многие проблемы географии, но
главными всегда оставались вопросы экзогенной геоморфологии. Среди них особое место занимали
проблемы, касающиеся изучения закономерностей формирования денудационного и аккумулятивного рельефа высокогорий, древнего оледенения, палеогеографии плейстоцена и голоцена, особенностей развития речных долин и террас. Основные научные направления деятельности Л.Н. Ивановского заключались в разработке теоретико-методических основ экзогенного рельефообразования, изучении динамики и эволюции рельефа, а также вопросов гляциального и флювиального морфогенеза.
Изучению горного рельефа Лев Николаевич посвятил более 50 лет научно-исследовательской
работы. За это время он описал кары, морены, троги, камы, озы и многие другие формы поверхности
нивального пояса Сибири. Фундаментальные проблемы гляциальной геоморфологии были отражены
в докторской диссертации Л.Н. Ивановского и монографии «Формы ледникового рельефа и их палеогеографическое значение на Алтае», а в 1976 г. собранные материалы вошли в многотомную серию
книг «История развития рельефа Сибири и Дальнего Востока», удостоенную Государственной премии СССР.
Этой крупной геоморфологической и палеогеографической проблеме – исследованию эволюции и динамики рельефа высокогорий, развивающихся под ведущим влиянием нивальногляциальных и гравитационных процессов, Л.Н. Ивановский отдал всю свою жизнь. Решение многих
вопросов происхождения, морфологии и развития ледникового рельефа было вершиной его научных
достижений и составляло основу наиболее значимых крупных работ, таких как «Распространение,
морфология и происхождение каров Алтая» [1], «Формы ледникового рельефа и их палеогеографическое значение на Алтае» [2], «Оледенение гор и рельеф» [3].
Многолетние исследования рельефа высокогорий Сибири и Дальнего Востока позволили Л.Н.
Ивановскому теоретически обосновать полученные результаты и опубликовать их в монографии
«Гляциальная геоморфология гор» [4], которая была высоко оценена геоморфологами. Географическое общество СССР в 1982 г. наградило ученого Золотой медалью имени Н.М. Пржевальского за
выдающийся вклад в изучение геоморфологии Центральной Азии.
Научно-исследовательские работы Л.Н. Ивановского по вопросам флювиального рельефообразования начались с конца 30-х годов, в то время, когда он уже изучал морфологию речных долин и
террас в Горном Алтае и на равнинах Западной Сибири. Вопросы их формирования интересовали
Л.Н. Ивановского буквально с первых шагов на научном поприще и до последних лет жизни. В 1948 г.
им была защищена кандидатская диссертация на тему «Террасы долины р. Чуи (Юго-Восточный Алтай)». Особенно много Л.Н. Ивановским сделано в исследовании речных террас горных рек, где он
анализирует цикловые террасы, соотношение форм эрозии, неотектоники и климата, характеризует
7
продольные профили различных рек [5]. В его работах рассмотрен широкий круг вопросов флювиального рельефообразования орогенных, периорогенных и платформенных областей Сибири, диагностики селевых отложений и палеогеографии четвертичного периода южного побережья Байкала,
морфологии речных долин и динамики рельефообразующих процессов Алтая, Западного и Восточного Саяна, Прибайкалья и долины Енисея. В последние годы у него возникли перспективные идеи и
представления о характере развития рек в переходных геоморфологических зонах между горами и
равнинами.
Л.Н. Ивановский успешно развивал важное направление в экзогенной геоморфологии, включающее комплекс оригинальных теоретико-методических подходов к изучению современных процессов рельефообразования, позволяющих заложить основу для создания теории экзогенного морфогенеза. К нему относится разработка проблемы выделения ведущих геоморфологических процессов и
анализ пространственных и временных структур современного экзогенного рельефообразования. Основные положения этого исследования нашли отражение в монографии Л.Н. Ивановского «Экзогенная литодинамика горных стран» [6]. В этой книге на примере Алтае-Саянской горной области освещены многие методологические вопросы изучения экзоморфогенеза, рассмотрены элементы литодинамического потока в горах, выделены ведущие процессы разного пространственного уровня с использованием их классификации, описаны морфогенетические комплексы на различных участках долин с качественной оценкой баланса поступающих и выносимых продуктов выветривания, охарактеризованы экзогенные процессы и их сочетания в высокогорьях, плоскогорьях, на плато и в котловинах.
Впервые в геоморфологии Л.Н. Ивановским выдвинуты и обоснованы новые идеи о парагенезе
и парагенезисе экзогенных процессов и их сукцессиях. С этих позиций им обобщен и проанализирован обширный материал по формированию горного рельефа юга Сибири, представленный в монографии «Парагенез и парагенезис горного рельефа юга Сибири» [7]. В ней рассматриваются и оцениваются представления о парагенезе и парагенезисе в развитии рельефа высокогорий и среднегорий,
утверждается их единство, предложены понятия деструктивного и конструктивного парагенезисов и
их аспекты в разрушении и созидании рельефа, выделяются и анализируются парагенетические ассоциации крупных и малых форм. Разносторонние поисковые идеи, заложенные в этой книге, требуют
дальнейшего расширенного и углубленного развития. Идеи, изложенные в этой монографии, несмотря на некоторую их незавершенность, послужат толчком к тщательному исследованию проблем современного экзогенного морфогенеза горных стран, к поиску новых путей создания общей теории
рельефообразования. Представления Л.Н. Ивановского о ведущих экзогенных процессах, их структуре, сукцессиях, парагенезе и парагенезисе форм рельефа составляют важное теоретическое и методологическое направление в современной геоморфологии.
Таким образом, теоретические и методические вопросы исследования экзогенного рельефообразования Л.Н. Ивановский основывал на глубоком изучении генезиса, морфологии, динамики рельефа, особенностей литологии и стратиграфии четвертичных отложений, познаваемых в комплексе с
анализом современных и древних природных обстановок.
Под руководством Л.Н. Ивановского и при его непосредственном участии проводились стационарные геоморфологические исследования в различных регионах Сибири – в горах и котловинах
Южной Сибири, на равнинах Западной Сибири, в Нижнем Приангарье и Юго-Восточном Забайкалье.
Эти материалы явились основой для изучения пространственно-временной изменчивости экзогенных
процессов и величины их интенсивности, а также характера и геоморфологической ритмичности в
динамике рельефообразования, обусловленной короткопериодичными гидроклиматическими флуктуациями.
Много времени Л.Н. Ивановский уделял изучению геоморфологии и палеогеографии Южного
Прибайкалья. Под его научным руководством был выполнен ряд важных в практическом плане работ, таких как составление каталога речных долин с оценкой степени их селеопасности, а также
уточнение содержания геоморфологических и геологических карт Южного Прибайкалья.
В своем выступлении в дискуссии на Иркутском геоморфологическом семинаре в феврале
1987 г. [8, с. 237-238] Л.Н. Ивановский заявил, что «в динамической геоморфологии актуально выделение раздела или даже целого направления для изучения современных экзогенных процессов рельефообразования. Это оправдывается тем, что современные экзогенные процессы протекают на глазах
человека, находятся под прямым воздействием деятельности человека, который возбуждает, подавляет и может направлять их в свою пользу или во вред. Прогноз развития экзогенных процессов станет
возможным, когда с учетом фона тектонических движений будет разработан надежный долгосрочный прогноз климата. Разработку прогноза изменений хода современных экзогенных процессов под
влиянием деятельности человека – генерацию новых процессов, их активизацию или затухание, воз-
8
можно предвидеть и в настоящее время на новостройках, при сельскохозяйственном и рекреационном использовании территории. Исследование современных экзогенных процессов требует специальных методов изучения. Нужна постоянно действующая сеть стационаров в разных географических
зонах и высотных поясах гор, где должны осуществляться многолетние комплексные наблюдения за
динамикой ведущих экзогенных процессов в зависимости от гидроклиматической ритмичности разной продолжительности и глубины. Подобных стационаров, к сожалению, пока единицы. Кроме стационарных работ, современные экзогенные процессы в отличие от экзогенных процессов прошлого
требуют широкого применения геодезических методов, в частности дистанционных – космического и
аэрофотосъемки. В какой-то степени методы исследования современных экзогенных процессов сходны с методами, употребляемыми при изучении современных тектонических движений».
Изучение малых форм рельефа, сформулированное Л.Н. Ивановским [9] как топологическая
геоморфология, зародилось также на базе стационарных исследований. В последние годы ученики
Льва Николаевича, геоморфологи Института географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, успешно развивают новое направление в экзогенной геоморфологии, включающее разработку методов выделения ведущих геоморфологических процессов, анализ их пространственных и временных структур, а также
картографирование процессов современного экзогенного рельефообразования. Это геоморфологическое направление в настоящее время обогащается новыми методическими приемами анализа рельефообразующих процессов Они находят отражение в основных публикациях сотрудников лаборатории геоморфологии Института географии им. В.Б. Сочавы СО РАН. В течение 40 лет в Институте
создавалась и в настоящее время существует и признана геоморфологами страны научная школа экзогенной геоморфологии, имеющая свою индивидуальность и перспективу дальнейшего развития [10].
Таким образом, происходивший на протяжении многих десятилетий процесс познания, связанный с трудовой деятельностью Л.Н. Ивановского, заложил прочный фундамент для нашей дальнейшей работы и формирования творческого мировоззрения. Далеко отодвинутые в прошлое и разделенные во времени события складываются в общую концепцию научного поиска, в котором проступает живое лицо русского интеллигента и ученого – Льва Николаевича Ивановского. Трудно переоценить вклад, внесенный Львом Николаевичем в развитие геоморфологической науки в Сибири, который, несомненно, будет в дальнейшем еще приумножен.
Литература
1. Ивановский Л.Н. Распространение, морфология и происхождение каров Алтая // Сибирский географический сборник. – М.-Л.: Наука, 1965. – № 4. – С. 152-198.
2. Ивановский Л.Н. Формы ледникового рельефа и их палеогеографическое значение на Алтае. – Л.:
Наука, 1967. – 263 с.
3. Ивановский Л.Н. Оледенение гор и рельеф // Проблемы экзогенного рельефообразования. – М.: Наука,
1976. – Кн. 1. – С. 90-188.
4. Ивановский Л.Н. Гляциальная геоморфология гор (на примере Сибири и Дальнего Востока). – Новосибирск: Наука, 1981. – 176 c.
5. Ивановский Л.Н. Речные террасы горных рек и их продольные профили // Проблемы экзогенного
рельефообразования. – М.: Наука, 1976. – Кн. 2. – С. 248-262.
6. Ивановский Л.Н. Экзогенная литодинамика горных стран. – Новосибирск: Наука, 1993. – 160 с.
7. Ивановский Л.Н. Парагенез и парагенезис горного рельефа юга Сибири. – Иркутск.: Изд-во Ин-та географии СО РАН, 2001. – 142 с.
8. Ивановский Л.Н. Выступление в дискуссии на Иркутском геоморфологическом семинаре в феврале
1987 г. // Проблемы теоретической геоморфологии. – М.: Наука, 1988. – С. 237-238.
9. Ивановский Л.Н. Аспекты геотопологии при изучении рельефа // Топологические аспекты учения о
геосистемах. – Новосибирск: Наука, 1974. – С. 214-240.
10. Ivanovsky L.N. and Vyrkin V.B. Irkutsk scientific school of exogenous geomorphology // Geography of Siberia. – Irkutsk: Institute of Geography SB RAS Publishers, 2004. – Р. 38-42.
Л.Н. ИВАНОВСКИЙ В ТОМСКЕ (1933–1963 гг.)
Малолетко А.М.
Томский государственный университет, г. Томск, dekanat@ggf.tsu.ru
Лев Николаевич Ивановский родился 15 (28) октября 1911 г. в г. Кременец Волынской губернии, ныне Тернопольская область Украины. Его дед, Ивановский Николай Иванович (1840–1913),
9
почётный член и заслуженный профессор Казанской духовной академии, доктор богословия, был ведущим специалистом в области старообрядческого раскола. Отец, Николай Николаевич Ивановский,
математик по образованию, работал преподавателем Кременецкого коммерческого училища. Позже
(1913 г.) преподавал в Пензенском реальном училище, затем Ивановские переехали в Казань, где жили до 1920 г. В Казани Н.Н. преподавал в городской гимназии. Затем был переезд в Омск, где Н.Н.
преподавал в вузах, техникумах, рабфаке. В 1930 г. на базе Лесного факультета Сибирского института сельского хозяйства и лесоводства (г. Омск) в Красноярске основан Лесной институт, именовавшийся в 1933–1958 гг. как Сибирский лесотехнический институт (СибЛТИ), ныне Сибирская технологическая академия. Видимо, в связи с этим Н.Н. Ивановский уехал из Омска в Красноярск. В 1933–
1935 и 1939–1949 гг. он работал в СибЛТИ, с 1932 г. заведовал кафедрой математики в педагогическом институте Красноярска, а в 1947 г. кафедрой математики в СибЛТИ (г. Красноярск). Некоторое
время родители Льва Николаевича жили у него в Томске (1953 г.), затем уехали в Омск, где отец умер
в начале января 1961 г. Мать, Надежда Павловна Спасская, окончила Высшие женские курсы и была
учителем географии. В семье Н.Н. и Н.П. Ивановских, кроме сына Льва, была дочь Татьяна (училась
в Казанском университете, умерла в 1947 г. от туберкулёза) и сын Виктор, который в 1935 г. был
осуждён за растрату на три года, и после отбытия наказания (1938 г.) остался на Крайнем Севере.
В конце 1950-х гг. я на кафедре географии ТГУ был свидетелем разговора Льва Николаевича с
кем-то из его знакомых (по университету?). Не помню, по какому поводу, но Лев Николаевич начал
рассказывать, как во время войны (он служил на
Дальнем Востоке) он спросил у армейского «особиста»:
«А я кто такой?». Через некоторое время «особист»
выдал: «А ты вообще казанский татарин». И разъяснил:
в 1917 г. его отец – преуспевающий казанский купец –
был репрессирован, а малолетний сын был взят в
польскую семью «казанского профессора» в порядке
усыновления. Я в то время как-то не придал особого
значения расследованию «особиста». Но упоминание
Казанский
делает
расследование
«особиста»
заслуживающим доверия. Я ничего не прибавил и не
убавил из того памятного разговора.
Неполную (семилетку) среднюю школу им. 1 мая
Л.Н. окончил в 1927 г. в Омске и поступил учиться в
Индустриальный техникум. Проучившись всего два
года в Омске (1927–1929 гг.), в 1930 г. он уезжает в
Новосибирск, где поступает на работу дежурным
радиотехником на радиостанцию РВ-76.
Свидетельство об окончании курсов
для поступления в вуз.
Без отрыва от производства Л.Н. окончил курсы по подготовке в высшее учебное заведение при
Новосибирском ГорОНО. Лев Николаевич «… по данным выпускных испытаний получил следующие оценки знаний … история хорошо, политэкономия удовлетворительно, экономполитика хорошо,
математика отлично, родной язык и литература удовлетворительно, физика отлично, химия хорошо».
В 1933 г. Л.Н. написал заявление о желании учиться в Томском университете: «Прошу приёмно-испытательную комиссию Т.Г.У. допустить меня до испытания, при сдаче испытаний зачислить в
число слушателей геолого-разведывательного факультета Т.Г.У.».
Лев Николаевич успешно прошёл испытания и был зачислен на геолого-почвенногеографический факультет (ГПГ) Томского государственного университета по специализации «Геоморфология», и 2 сентября 1933 г. ему выписали зачётную книжку.
Лев Николаевич, как человек уже непослешкольного возраста и житейски опытный, был назначен старостой группы.
Учёба в техникуме и работа в Новосибирске на радиостанции не пропали даром. В 1936 г. Л.Н.
в качестве геоморфолога и радиста участвовал в работе комплексной Казым-Надымской экспедиции
Биологического института ТГУ, которая выполняла задание Института экономики Севера Главсевморпути. По материалам собственных наблюдений Л.Н. написал первую свою научную работу «Гео-
10
морфологические наблюдения в долинах р.р. Надым и Казым», которая была напечатана в 95-м томе
Трудов университета в 1939 г.
Зачётная книжка Л.Н. Ивановского (1933 г.).
Сдав все госэкзамены (физическая география СССР, физическая география мира, экономическая география СССР, экономическая география мира) на «отлично», Лев Николаевич получил диплом с отличием № 217646. 29 октября 1938 г. экзаменационная комиссия присвоила ему квалификацию «Географ с правом преподавания в высших и средних школах». Молодой географ не преминул
воспользоваться правом преподавания в высшей школе: в конце 1938 и в 1939 гг. он работал ассистентом кафедры географии только что созданного проф. Григорием Григорьевичем Григором географического факультета. 29 августа 1939 г. подал заявление о зачислении в число аспирантов ТГУ
по кафедре физической географии. Просьбу молодого выпускника поддержали декан профессор В.А.
Хахлов и зав. кафедрой доц. Н. Масленников. В рекомендации они писали «…за время пребывания в
университете проявил большую склонность к научно-исследовательской работе и выполнил научную
работу на тему «Геоморфологические наблюдения в долинах рек Казым и Надым». Работа напечатана в трудах ТГУ, том 95, 1939 г.». Наркомпрос 1 октября 1939 г. утвердил Л.Н. в качестве аспиранта
по упомянутой кафедре. Тема диссертации «Геоморфология долины р. Чуи» была утверждена 4 января 1940 г. По этой проблеме у Л.Н. был уже большой задел. В 1937 и 1938 гг. он работал в качестве
помощника начальника экспедиции ТГУ по геолого-геоморфологическому изучению долин рек Катунь и Чуя (Алтай). Начальником экспедиций был Леонид Алексеевич Рагозин, с которым Л.Н. сохранил дружеские отношения до ухода «шефа» из жизни. Первой публикацией по Алтаю был доклад
на «Геоморфологические наблюдения по долине р. Чуи (Горный Алтай)» прочитанный в 1939 г. на
конференции по изучению и освоению производительных сил Сибири, но опубликованный только в
1942 г. В 1939 г., будучи аспирантом, вёл почасовую педагогическую работу в объёме 36 часов. В первый год после получения диплома Л.Н. работал ассистентом на кафедре физической географии, проводил практические занятия по общей физической географии, общей геоморфологии и картографии.
Война разрушила все научные планы Льва Николаевича. Младший лейтенант запаса был призван в ряды РККА. В боевых действиях не участвовал: Второй Дальневосточный фронт был в резерве
против г. Сахалян. Служил в политотделе 101-го укреплённого района. В июле 1945 г. вступил в
ВКП(б). В феврале 1946 г. был демобилизован, вернулся в Томск.
15 февраля 1946 г. Л.Н. вновь был зачислен в аспирантуру, которую закончил Сталинским стипендиатом (1000 руб. в месяц; с 1 января по 1 сентября 1947 г.). После окончания аспирантуры был
зачислен на должность ассистента кафедры географии с окладом 1050 руб.
Диссертацию Л.Н. защитил 23 января 1948 г. на учёном совете ТГУ. Присутствовали на совете
44 чел, из которых 42 голосовали «за». 1 – «против» и один бюллетень был недействительным. Совет
постановил присвоить Ивановскому Льву Николаевичу учёную степень кандидата географических
11
наук на основании защиты диссертации на тему «Террасы долины р. Чуи». Протокол подписал председатель совета доцент Горлачёв, учёный секретарь Чанышев. Приказом по университету № 37 от 22
марта 1948 г. Л.Н. переведён с 15 марта на должность и.о. доцента с окладов 2800 руб.
Учебный корпус БИН (ныне 3-й учебный корпус), в котором размещался географический
факультет ТГУ (снимок 20.03.2011 г.).
Диплом кандидата наук МГФ № 00164 на имя Л.Н. был выписан 14 марта 1949 г. Высшая аттестационная комиссия (ВАК) своим протоколом № 5 от 12 марта 1949 г. утвердила Льва Николаевича
в должности доцента. Аттестат МДЦ № 06239 был выписан вскоре – 9 апреля.
Приказом Министерства высшего образования № 1166 от 11 июля 1952 г. на базе географического и геологического факультетов «в целях улучшения организации учебной и научноисследовательской работы» был создан геолого-географический факультет. Функционировать как
таковой он стал с 1 сентября 1952 г. В первый же год слияния с географического отделения уволилось девять преподавателей, закрылись некоторые кафедры, была переведена на другой факультет
кафедра геодезии и картографии. Л.Н. Ивановский был переведён с 1 сентября 1952 г. с кафедры географии на кафедру динамической геологии (приказ № 170 от 3 сентября 1952 г.). Л.Н. был назначен
деканом факультета с 8 сентября 1953 г. Возвращён на кафедру географии через два года приказом №
115 от 3 июля 1954 г.
Административная работа в деканате была немного знакома Льву Николаевичу: с 9 сентября
1939 г. по 15 октября 1939 г. он временно исполнял обязанности заместителя декана. Но в 1953 г.
сложилась иная обстановка. Работа декана большого факультета не позволяла в полной мере заниматься наукой и выполнением хоздоговорных работ с Западно-Сибирским управлением. 11 июля
1954 г. Л.Н. обратился к ректору с просьбой об освобождении от должности, мотивируя тем, что в
связи с переходом на другую кафедру предстоит осваивать ряд новых академических поручений,
кроме того, к 1 января необходимо сдать отчёт по хоздоговорной работе, который готов только на
30 %. Ректор безмолвствовал. Другое заявление от 24 ноября 1954 г. было буквально криком души. К
прежним доводам Л.Н. прибавил ещё один: «…являясь по специальности географом, мне очень трудно руководить географическими специальностями. Поэтому прошу Вас (уже вторично) освободить
меня от должности декана». Ректор внял просьбе и приказом от 30 ноября 1954 г. отстранил просящего от должности декана с 6 декабря 1954 г.
Лев Николаевич продолжал работать на кафедре географии, занимаясь знакомым делом. Он читал лекции, руководил курсовыми и дипломными работами, возил студентов на Алтай на учебную и
производственную практики, ездил с ними в колхоз на уборку урожая и, конечно, занимался любимой наукой.
Лев Николаевич, моложавый, стройный, интеллигентный, всегда несколько ироничный был
кумиром студентов. Студентки повально были влюблены в него, а некоторые даже очень серьёзно.
Неожиданно подкралась беда. В 1960 г. серьёзно заболел основатель географического факультета ТГУ и бессменный заведующий кафедрой физической (позднее – общей) географии профессор
Григорий Григорьевич Григор. Л.Н. с 20 мая 1960 г. исполнял обязанности заведующего кафедрой.
12
После кончины Г.Г. Григора (18.IX.1960) приказом № 203 Л.Н стал и.о. зав. кафедрой. На заседании
учёного совета ТГУ 25 июня 1961 г. Л.Н. был избран заведующим кафедрой общей географии ТГУ.
Кафедра географии продолжала работать и развиваться. Но неожиданно для сотрудников кафедры её заведующий подал документы на конкурс в Институт географии Сибири и Дальнего Востока. Не буду гадать о причинах такого шага человека, который 30 лет тесными узами был связан с
Томским университетом и географическим факультетом.
Последний документ в Томском университете с именем Льва Николаевича Ивановского.
***
В самом начале научной деятельности Льва Николаевича (1940 г.) ректор и руководители общественных организаций подписали характеристику на него. «Основными качествами работы Л.Н.
Ивановского, как талантливого молодого научного работника, являются большая трудоспособность,
настойчивость, целеустремлённость, обострённое чувство ответственности за поручаемую и выполненную им работу, умение проводить в строго намеченном плане, умение ориентироваться в научноучебном материале, так и умение проводить и увязывать свои теоретические знания с методами полевой экспедиционной работы». Эти качества Л.Н. сохранил до конца дней своих.
Вклад Льва Николаевича Ивановского в науку не требует особого анализа. Он говорит сам за
себя. Отметить следует только одно: он всю свою творческую жизнь был верен одной теме и региону
– гляциальной геоморфологии и Алтаю. Даже работая в Иркутске, он часто публиковал статьи, написанные по наблюдениям на Алтае. Он охотно посещал Бийск, где Алтайский отдел Географического
общества СССР регулярно проводил научные конференции, и всегда участвовал в выездных экскурсиях «в поле». Наши научные интересы не перекрещивались. Я работал на степных просторах, Лев
Николаевич в теснинах и на вершинах гор. Но просто живой интерес к природе заставлял меня следить
за успехами горной географии. Читал новинки, которые выходили из-под пера Льва Николаевича.
Лев Николаевич участвовал в работе съездов Географического общества СССР (1954, 1955 гг.).
Главный багаж Льва Николаевича, который он увёз из Томска – огромный фактический материал личных наблюдений, собранный чуть ли не за четверть века на Алтае. Из этих «кирпичиков в
Иркутске была построена система логических построений по гляциогеоморфологии. Вышли изящные
монографии. Как патриот Алтая с удовлетворением заметил, что алтайский материал преобладает.
Забайкальские только иллюстрируют и подкрепляют идеи, рождённые ранее. Показалось, что любимым природным объектом Льва Николаевича были ледниковые кары. Он с удовольствием рассказывал, что его доклад на конференции (в Москве?) вызвал большой интерес. Или речные террасы горных рек? Ранние впечатления и давно увиденное всегда дóроги…
Некогда я проявил интерес к террасам Чуи и Катуни в пределах гор. Побывал на леднике Актру. Стало ясным – не любить Алтай нельзя. Он сразу завораживает. Можно понять Льва Николаевича и его непреходящую любовь к науке о жизни льда в горах.
***
Лев Николаевич был человеком своего времени – деятельным. Как тогда говорили, общественно деятельным. И обычный вопрос в те времена – «А какой общественной работой вы занимаетесь?»
– требовал конкретного ответа. В этом Л.Н. был «на высоком уровне». С первого студенческого дня
13
он был администратором – старостой группы. В упомянутой выше характеристике читаем: «В бытность студентом он в течение двух лет руководил студенческим научно-исследовательским кружком,
значительно повысив качество работы кружка, и привлёк заметно выросший интерес к вопросам научно-исследовательской работы среди студенчества».
Проявил себя на профсоюзной работе. В течение двух лет был председателем профкома факультета, председателем объединённого профкома университета и членом обкома союза. Избирался
секретарём парторганизации факультета. В период выборов в Советы депутатов трудящихся был доверенным лицом избирательного участка. В общем, как написано в характеристике, «Дисциплинирован, политически развит».
***
О местах жительства Л.Н. в Томске сохранились, написанные им сведения: в 1939 г. – по адресу Александровский проезд, 16, кв. 4. Эта улочка (переулок) находилась между ул. Фрунзе и Герцена,
была им параллельной. Одним концом она упиралась в ул. Киевскую, другим в ул. Тверскую. Улочка
была из 11 двухэтажных бревенчатых домов, с крылечком, выходящим на парадную (лицевую) сторону дома. Такая архитектура была типичной для Томска того времени. Улочка была односторонняя,
с четными номерами – от 2 до 22. В 1950 г. квартиру сменили, стали жить в кв. 5, но в этом же подъезде. По этому адресу Ивановские жили и в 1953 г. В этом году, по крайней мере до 11 сентября весте
с родителями Л.Н, о чём свидетельствует написанный им документ. С расширением пр. Фрунзе часть
домов были снесены. Ныне сохранился только один дом, № 4, но название улочки осталось – Александровский проезд.
Единственный сохранившийся дом по Александровскому проезду.
В таком доме жил Л.Н. Ивановский с 1939 г.
Возможно, уже в 1954 г. они получили благоустроенную квартиру по ул. Советской, 46.
Личная жизнь Льва Николаевича не сложилась. Первый раз он женился в 1938 г. (в другом документе указан 1937 г.) на студентке геофака Ларисе Антоновне Ивании. У них родился сын Юрий.
Как писал в автобиографии Л.Н., когда он служил на Востоке, Лариса вышла замуж за другого [второй муж Л.А. Ивании – геолог Симон Андреевич Ростовцев. – А.М.]. Я работал с Ларисой Антоновной в одной экспедиции, видел подростка Юру, и не понаслышке знаю эту историю.
Вторая жена Льва Николаевича, Тарасова Ольга Иннокентьевна, работала ассистентом кафедры
беспозвоночных животных ТГУ, затем поступила в аспирантуру при Зоологическом музее АН СССР
(г. Ленинград). У них были дети: сын Александр (1947 г.р.) и дочь Евгения (1950 г.р.).
Третья жена – Зинаида Александровна Титова, выпускница (1952 г.) географического факультета ТГУ. У них родился сын Владимир (1959 г.р.).
14
Дом в Томске (ул. Советская, 46), в котором Л.Н. Ивановский
жил перед отъездом в Иркутск (март 2011 г.).
***
Жизнь продолжается. Но ушедшие в мир иной с каждым годом всё отдаляются от живущих.
В памяти людской стирается многое из жизни ушедших. Забываются рядовые события в жизни этого
человека, его житейские трудности, переживания, болезни и прочие события, какие сопровождают
любого человека в его жизни. Постепенно человек, обречённый несовершенной памятью людей на
безвестие, трансформируется в какой-то символ – символ таланта, символ величия, символ самопожертвования, символ мужества, иди наоборот. Я рад, что Лев Николаевич Ивановский, человек со
сложной судьбой, остался в памяти учеников и сослуживцев как человек большого таланта, достойный памяти. Я рад, что Институт географии СО РАН (г. Иркутск) достойно отмечает его юбилей.
Я благодарен организаторам этого мероприятия за приглашение принять в нём участие.
И в моей жизни Лев Николаевич оставил судьбоносный след. Защита моей докторской диссертации была назначена на предновогодние дни – 27 декабря 1974 г. По правилам тех лет на защите
должны присутствовать все три оппонента. Зоя Александровна Сваричевская согласилась прилететь
из Ленинграда (с пересадкой в Новосибирске) в эти суматошные дни. Второй оппонент, Михаил Петрович Нагорский, был местным. Третьим оппонентом я пригласил
Льва Николаевича Ивановского. Но Л.Н. категорически отказался,
мотивируя свой отказ большой занятостью (у него уже лежали две
диссертации). Обстановка складывалась драматично: в те времена
сибирских докторов географических наук можно было по пальцам
перечесть. Но всё же он приехал в Томск и зачитал свой отзыв с
густым перечнем недостатков диссертации, но хорошей последней
строчкой. Спасибо, дорогой Лев Николаевич, за ваши труды, за
преданность науке, что многие ученики Ваши усвоили от Вас.
З.А. Сваричевская и Л.Н. Ивановский в Томске
(26 декабря 1974 г.).
Но ещё раньше, примерно в 1955 г., я приехал в Томск из геологической партии для сдачи кандидатских экзаменов. Экзамен по специальности принимала комиссия в составе профессора Григория
Григорьевича Григора и доцента Льва Николаевича Ивановского. Г.Г по доброте своей оценил мои
ответы на «отлично», но требовательный Лев Николаевич только на «хорошо». Победил доцент. Я
даже тогда не был в обиде на Л.Н., осознавая, что за четыре года работы в круглогодичной партии я
не только не углубил свои географические познания, но и основательно подзабыл былые.
Выражаю благодарность работниками Архива Томской области за предоставленную возможность познакомиться с личным фондом Л.Н. Ивановского (Р-815: Оп. 15, д. 926; Оп. 17, д. 1865; Оп.
29, д. 132).
15
Л.Н. ИВАНОВСКИЙ ОПРЕДЕЛИЛ МОЙ ПУТЬ В НАУКУ
Иметхенов А.Б.
Восточно-Сибирский государственный технологический университет, г. Улан-Удэ,
ecology@esstu.ru
Мое первое знакомство с профессором Л.Н. Ивановским состоялось на Иртышском стационаре
(Миссия) в далеком 1967 г. В 60-70 гг. ХХ в. проводились планомерные комплексные физикогеографические исследования на громадной территории от Урала до Дальнего Востока под общим
руководством выдающегося советского ученого, директора Института географии Сибири и Дальнего
Востока Сибирского отделения АН СССР В.Б. Сочавы. Из организованных им шести стационаров,
особенно успешно функционировал Иртышский в Обь-Иртышской тайге. Руководил стационаром
известный гидролог, к.г.н. Бачурин. В это время на летний экспедиционный период съезжались вместе с сотрудниками Института многочисленные студенты из ведущих университетов страны: Москвы, Ленинграда, Риги, Киева, Томска, Иркутска и других городов.
По рекомендации декана географического факультета Иркутского госуниверситета им. А.А.
Жданова В.М. Бояркина я был распределен на практику в Институт географии. И после досрочной
сдачи летней сессии, я вместе со старшим лаборантом лаборатории геоморфологии В.М. Филипповым выехал на место практики в Западную Сибирь на стационар Миссия. Чтобы попасть туда, необходимо было добираться водным путем по маршруту Тобольск – Ханты-Мансийск. Теплоход останавливался и в небольшой деревушке Миссия, где базировался институтский стационар. В тот период
шло промышленное освоение северных районов Западной Сибири и строительство легендарной автотрассы Тобольск – Сургут – Нижневартовск.
Здесь, на стационаре, методом трансектных наблюдений проводились комплексные геосистемные исследования за состоянием и изменением природной среды на отдельных ключевых участках.
По приезду на место практики я попал в группу научного сотрудника Игоря Петрова, которого знал
по университету. Небольшой геоморфологический отряд, состоящий из трех человек, должен был
завершить составление геоморфологической карты трансекта м-ба 1:1000, заняться описанием почвенных разрезов и вести наблюдения за современными экзогенными процессами. Сам Лев Николаевич должен был приехать позже, чтобы мы к его приезду успели провести наши натурные наблюдения: дневниковые записи, зарисовки, схемы, профили и, конечно, черновой вариант нашей геоморфологической карты. Где-то в конце июля мы уже встречали нашего научного руководителя. Впервые я увидел худощавого и подтянутого мужчину средних лет. Крепко пожав мне руку, он сразу же
поинтересовался моим занятием в отряде и планами на будущее. Проверив нашу документацию, он
сделал ряд критических замечаний и предложил нам больше внимания обращать на происходящие
экзогенные процессы, а не заниматься описательной частью. Вместе с нами он совершил ряд маршрутных исследований по Иртышу и пешие переходы по нескольким поперечным профилям. В процессе проведенных исследований под руководством Льва Николаевича были уточнены уровни речных террас и описаны десятки разрезов неоплейстоценовых и голоценовых отложений.
Тесное общение в полевых условиях с известным геоморфологом Сибири Л.Н. Ивановским оставило в моей памяти неизгладимый след. Мне запомнилось его доброжелательное отношение к начинающим ученым, делающим первые робкие шаги в большую науку. Несмотря на непререкаемый
авторитет в ученом мире, он был очень прост в общении, заражая всех своей энергией и темпераментом. Особенно впечатляли его энциклопедические знания не только в области географических наук,
но и в других отраслях науки. Вечерами, отдыхая у костра, он подробно и доходчиво рассказывал
нам о происхождении платформенных и горных областей, особое внимание уделяя формированию
плейстоценовых материковых и горных оледенений. Мне запомнился один интересный момент. Так,
при очередной зарисовке берегового обнажения 1-й террасы Иртыша, он акцентировал мое внимание
на ряд причудливых форм криогенной деформации. Лев Николаевич, посмотрев на мои зарисовки,
похвалил за удачный показ мерзлотных клиньев и морозобойных трещин. Пожалуй, первая в моей
жизни поддержка признанного геоморфолога в дальнейшем предопределила мое научное направление, связанное с динамической геоморфологией и палеогеографией плейстоцена. Наше общение продолжалось и в минуты отдыха. Мне запомнился один весьма поучительный пример, преподнесенный
нам Львом Николаевичем. В сентябре, когда по утрам температура воздуха доходила до 0о, мы, молодые, уже перестали купаться, но наш профессор каждое утро, показывая нам всем пример здорового образа жизни, плавал в холодной воде Иртыша.
16
Л.Н. Ивановский был великолепным рассказчиком о давно минувших днях. В свободные минуты, он завораживал всех слушателей воспоминаниями о событиях своей жизни. Иногда он останавливался на запоминающихся моментах из истории Великой отечественной войны. Воевал он на Дальнем Востоке. Затронула меня его откровенность, правдивость и непринужденность изложения тех
или иных событий суровых военных лет. Ему, боевому офицеру, командование часто доверяло комплектование пополнения новобранцев для фронта. Так в одной из поездок по Сибири на железнодорожной станции Омск, у старшего лейтенанта произошла короткая, но очень яркая встреча с молодой
женщиной, военврачом 3-го ранга, которая ехала на фронт во вновь сформированном санитарном
поезде. Молодая военврач сразу же произвела на боевого офицера неизгладимое впечатление, но их
короткая встреча была, к сожалению, недолгой. Они дали друг другу слово обязательно встретиться
после войны. Но каково же было его сожаление, когда он узнал позже, что санитарный поезд уже на
подступах к фронту был подвергнут авиационной бомбардировке и весь состав погиб.
Благодаря Льву Николаевичу я выбрал специальность геоморфолога и стал ученым-полевиком.
Его поддержка ощущалась и на защите докторской диссертации в Институте географии СО РАН, и
при присуждении мне высокой награды РГО – Золотой медали им. Н.М. Пржевальского.
ВСПОМИНАЯ ВСТРЕЧИ С Л.Н. ИВАНОВСКИМ
Намзалов Б.Б.
Бурятский государственный университет, г. Улан-Удэ, namsalov@bsu.ru
Со Львом Николаевичем я встречался три раза. Первая наша встреча состоялась в декабре
1986 г., а последняя, по прошествии почти пятнадцати лет, осенью 2001 г. Эти встречи состоялись в
его маленьком и уютном кабинете в Институте географии в г. Иркутске. Между этими датами, где-то
в конце или в начале 1990-х годов, я видел и слышал его выступление на диссертационном совете в
Институте геологии СО АН СССР в Новосибирске, где он выступал в качестве официального оппонента по докторской диссертации А.К. Тулохонова. Его доклад было интересно слушать, он был конструктивно-критическим, но в целом работу соискателя Лев Николаевич поддержал.
Из этих встреч мне особенно запомнилась наша первая. Приехав в Иркутск для участия в конференции, мне удалось увидеться со Львом Николаевичем. В конце восьмидесятых годов я очень
плотно занимался своей диссертационной темой по горным степям Алтая и Тувы. В то время я работал старшим научным сотрудником лаборатории геоботаники Центрального сибирского ботанического сада СО АН СССР в г. Новосибирске. Заведовала лабораторией крупнейший знаток растительного мира Сибири, профессор Александра Владимировна Куминова. Она вспоминала, что в маршруте по плато Укок (это было в конце июля 1953 г.) участвовал Л.Н. Ивановский и посоветовала обратиться мне к его трудам. При этом Александра Владимировна сказала, что степи высоких нагорий
Юго-Восточного Алтая в наибольшей степени связаны с рельефом, их нужно изучать в единстве.
Возможно, я несколько иначе формулирую ее мысли, но суть их была таковой. Знакомясь с полевыми
дневниками Куминовой по Укокскому маршруту, я не нашел сведений или эпизодов по их общениям
во время маршрута.
Меня в то время особенно интересовала растительность высокогорных степей Юго-Восточного
Алтая. На высоких и выположенных вершинах хребтов Сайлюгем, Чихачева и Южно-Чуйский и на
бортах троговых долин получают развитие оригинальные степные сообщества с участием как типичных горностепных, так и аркто-альпийских видов. Сложность вопроса заключалась не только в том,
что они были слабо исследованы, но и в различиях в толковании типологической принадлежности
сообществ. Растительность этих оригинальных образований А.А. Юнатов и Л.И. Малышев называли
субальпийскими степями [1, 2], И.М. Красноборов относил их к тундро-степям [3], В.П. Седельников
– к травянистым тундрам [4]. Я их относил к особому типу криофитных высокогорных степей, сообщества которых характерны для высоких, выположенных поверхностей выравнивания, т.е. древних
пенепленов. На эту мысль Лев Николаевич высказал следующее соображение: «В Юго-Восточном
Алтае, по сути, нет пенепленов. В аридных и семиаридных районах процесс пенепленизации замещается образованием педиментов и педипленов. В пределах последних могут сохраняться отдельные
останцы с относительно крутыми и вогнутыми склонами». Далее, Л.Н. Ивановский убедительно и
красиво рассказал, ссылаясь на работу Б.Ф. Сперанского, опубликованную в Геологическом вестнике
Зап.-Сиб. геол. треста в 1937 году, идею о позднекайнозойском (с неогена) этапе развития рельефа
17
Южного Алтая. В этот период, говорил он, водораздел (осевая линия) проходил в районе Межтуерака
и заключил, что южные горы Алтая (Чихачева, Сайлюгем, Южно-Чуйский) находились в антициклоническом режиме еще с третичного времени и р. Чуя текла на юг – в бассейн Центральной Азии.
Говоря о педиментах как о предгорных скалистых равнинах, он отмечал факт попятного перемещения склонов в его генезисе. Процесс педиментации происходит в результате физического выветривания горных пород, слагающих склоны, и удаления различными агентами денудации продуктов выветривания. Особенно энергично педиментация происходит в условиях аридного и семиаридного климата. Л.Н. утверждал, что в Юго-Восточном Алтае широко развиты древние третичные педименты, поднятые на высоты 2500-3000 м. Как и ландшафты, растительность на этих поверхностях
преемственно развивается с третичного времени. Степные педименты на высотах 2600-3000 м., характерные на хребтах Южно-Чуйский, Сайлюгем, Курайский (восточная часть), сформировались в
неогене, в одну из фаз орогенеза, т.е. это третичный элемент в рельефе. На эти педименты, в условиях
антициклонического режима, осадки выпадали лишь в июле и то нередко в виде снега. Существовал
лишь плоскостной смыв нерусловых потоков, приводящий к параллельному отступанию крутых
склонов. Итог нашего неспешного разговора подвел Л.Н. так: «В верховья рек Чаган-Узун, Ирбисту,
Юстыд на высотах 2800-2900 м характерны степи (там очень сухо!) и развиваются они на степных
педиментах». Я был очень рад тому, что мне стало гораздо понятнее происхождение и природа высокогорных степей Алтая. Во-первых, я утвердился в своем понимании, считая их степями. Степями
особой, криофитной природы, формирующейся в условиях сухого и холодного климата высокогорий.
Кроме того, я понял, что их надо относить к категории реликтовых степных ландшафтов третичного
возраста. Я спросил Льва Николаевича, можно ли говорить о неоген-третичном рефугиуме криофитно-степной или даже тундрово-степной растительности на территории Юго-Восточного Алтая. На
это я получил утвердительный ответ.
В дальнейшем я много уделил внимания изучению флоры и растительности, экологии и фитоценологии этих замечательных степей в горах Алтая и Тувы. Впоследствии результаты исследований
были обобщены мной в докторской диссертации [5]. Прошли годы, даже десятилетия, и я с благодарностью вспоминаю те незабываемые уроки понимания природы от большого ученого и просто очень
доброго Человека. После этого, я долгое время не встречался со Л.Н. Ивановским, лишь периодически знакомился с его увлекательными статьями на страницах журнала «География и природные ресурсы». Во время нашей последней встречи (это было в 2001 г.), он подарил свою недавно изданную
книгу о явлениях парагенезиса в процессах формирования горного рельефа [6]. Я бережно храню эту
книгу как память о Льве Николаевиче Ивановском.
Литература
1. Юнатов А.А. Основные черты растительного покрова Монгольской Народной Республики // Тр.
Монгольск. Комис. АН СССР. – 1950. Вып. 39. – С. 1-224.
2. Малышев Л.И. Восокогорная флора Восточного Саяна. – М.-Л.: Наука, 1965. – 368 с.
3. Красноборов И.М. О «тундростепях» на юге Сибири // Растительный покров высокогорий. – Л.: Наука, 1986. – С. 131-137.
4. Седельников В.П. Высокогорная растительность Алтае-Саянской горной области. – Новосибирск:
Наука, 1988. – 222 с.
5. Намзалов Б.Б. Горные степи Южной Сибири (Тува и Юго-Восточный Алтай: Автореф. дис. … д-ра
биол. наук. – Новосибирск, 1992. – 34 с.
6. Ивановский Л.Н. Парагенез и парагенезис горного рельефа юга Сибири. – Иркутск: Изд-во Института географии СО РАН, 2001. – 142 с.
ВКЛАД БУРЯТСКИХ ГЕОМОРФОЛОГОВ
В ИЗУЧЕНИЕ РЕЛЬЕФА ЗАБАЙКАЛЬЯ
Иметхенов А.Б., Иметхенов О.А.
Восточно-Сибирский государственный технологический университет, г. Улан-Удэ,
ecology@esstu.ru
Геоморфологические исследования в Бурятии берут свое начало в 1956 г., когда была создана
комплексная тематическая партия при Центральной геолого-съемочной экспедиции Бурятского геологического управления, при которой была организована небольшая геоморфологическая группа под
18
руководством Даши-Дондок Базаровича Базарова. Он, после успешного окончания Иркутского государственного университета, был распределен в Бурят-Монгольскую группу Восточно-Сибирского
филиала АН СССР. В комплексной тематической партии ему было доверено заниматься геологическим картированием, поиском строительного сырья и исследованием стратиграфии кайнозоя. Д.Б.
Базаров собрал вокруг себя очень дружный коллектив единомышленников в составе А.Д. Иванова,
И.В. Антощенко-Оленева, И.Н. Резанова и молодого студента-дипломника А.С. Ендрихинского. Все
они впоследствии стали известными геоморфологами и специалистами четвертичной геологии.
На первоначальном этапе (1956-1961 гг.) группа молодых ученых, руководимая Д.Б. Базаровым, занималась изучением эоловых песков и проявлением ветровой эрозии в Забайкалье с разработкой практических рекомендаций борьбы с ними. Были также начаты комплексные исследования по
геологии четвертичного периода и выявлению основных этапов развития рельефа Селенгинского
среднегорья и Витимского плоскогорья. Одновременно, по заданию Министерства сельского хозяйства Бурят-Монгольской АССР, группа занималась анализом природных факторов на орошаемых и
осушаемых землях, а также составлением схемы развития сельского хозяйства Бурятии.
Исключительно плодотворным и результативным был второй этап научных исследований, проведенный уже в стенах Отдела геологии Бурятского комплексного научно-исследовательского института (затем Бурятского филиала) СО АН СССР (1961-1970 гг.). Хотя пути начинающих ученых к этому времени разошлись, они продолжали сотрудничать, писать совместные статьи, организовывать
семинары и совещания. Эти годы были самыми плодотворными для бурятских геоморфологов. Одним за другим выходят крупные монографии: А.Д. Иванова «Эоловые пески Западного Забайкалья и
Прибайкалья (1966), Д.Б. Базарова «Четвертичные отложения и основные этапы развития рельефа
Селенгинского среднегорья» (1968), И.В. Антощенко-Оленева «Кайнозой Джидинского района Забайкалья (Стратиграфия, палеогеография, неотектоника)» (1975), А.С. Ендрихинского «Геоморфология и неотектоника Витимского плоскогорья» в виде крупного раздела в книге «Проблемы геоморфологии и неотектоники орогенных областей Сибири и Дальнего Востока» (1968), М.А. Ербаевой «История антропогенной фауны зайцеобразных и грызунов Селенгинского среднегорья» (1970) и др.
В этот период под руководством Д.Б. Базарова впервые была разработана наиболее обоснованная схема стратиграфии кайнозойских отложений, которая легла в основу унифицированной стратиграфической схемы Забайкалья. Эта схема была апробирована на межведомственных стратиграфических совещаниях в г. Иркутске (1971 г.), Чите (1974 г.) и др. Одновременно с группой Д.Б. Базарова
на территории Забайкалья успешно работали сотрудники Институтов геологии и географии АН
СССР и ВСЕГЕИ Министерства геологии СССР. Группы Э.И. Равского (Л.П. Александрова, Э.А.
Вангенгейм, В.Г. Гербова, Л.В. Голубева, С.М. Цейтлина) и Е.И. Корнутовой (В.В. Заморуев, Е.В.
Хотина) занимались изучением антропогенных отложений и составлением стратиграфической схемы
кайнозоя Забайкалья. Другой коллектив исследователей под руководством В.С. Преображенского
(Н.В. Фадеева, Т.Д. Александрова, Л.И. Мухина, Г.И. Томилов) проводил целенаправленные исследования по установлению типов местности и природного районирования территории Бурятии. Тесное
сотрудничество с учеными из центральных городов страны способствовало росту теоретических знаний и практических навыков бурятских геоморфологов.
Третий этап (1971-1985 гг.) связан не только с научными, но и прикладными, исследованиями,
проведенными в лаборатории геоморфологии и четвертичной геологии Геологического института СО
АН СССР под руководством Д.Б. Базарова. В дружный коллектив геоморфологов влились И.Н. Резанов, А.К. Тулохонов, А.Б. Иметхенов, М.И. Дергаусова, В.П. Резанова, В.В. Cавинова, Р.Ц. Будаев. В
этот период геоморфологами Бурятии были выполнены наиболее значимые научноисследовательские темы, связанные с геоморфологическим строением и динамикой изменения берегов оз. Байкал (1970-1972 гг.). В результате проведенных научных исследований, авторами впервые
была составлена «Геоморфологическая карта побережья озера Байкал» масштаба 1:300 000, получившая высокую оценку в проектных и академических институтах Москвы, Ленинграда (СанктПетербурга), Новосибирска, Иркутска и других городов. Параллельно с собственно геоморфологическими исследованиями, проводилось изучение геоморфологических и гидрологических условий побережья Байкала с целью установления причин заболачивания и засоления значительных территорий
бассейна оз. Байкал (1971-1973 гг.).
В 1974-1976 гг. под руководством Д.Б. Базарова была выполнена научно-исследовательская работа по заказу Совета Министров РСФСР по изучению абразионных процессов и определению ширины переработки берегов оз. Байкал в связи с повышением его уровня до подпорного горизонта Иркутской ГЭС.
19
Этот период знаменателен выходом крупной монографии «Нагорья Прибайкалья и Забайкалья»
(1974), выполненной под руководством Н.А. Логачева. Эта работа была одним из последних томов
публикуемой серии «История развития рельефа Сибири и Дальнего Востока», где основные исполнители были удостоены Государственной премии СССР в области науки за 1975 г. В этом томе региональный очерк, посвященный забайкальским нагорьям был подготовлен Д.Б. Базаровым, И.В. Антощенко-Оленевым, Г.Ф. Уфимцевым, А.С. Ендрихинским и А.И. Сизиковым. Эта часть монографии, как
и все остальные, была выполнена на геолого-геоморфологической основе с последовательным описанием и сравнительной характеристикой этапов развития рельефа современных нагорий Забайкалья.
С 1975 г. по 1980 г. бурятские геоморфологи были заняты составлением серий детальных среднемасштабных геоморфологических карт трассы БАМ (Верхнеангарская, Муйско-Куандинская, Чарская впадины, долина р. Нюкжи, междуречье рр. Нюкжа – Тында). Всего было составлено 13 планшетов геоморфологических карт м-ба 1:200 000. Наиболее значимый вклад в отечественную науку –
это создание геоморфологической карты Бурятской АССР м-ба 1:500 000 (1980 г.). Эти карты стали
основой для составления карт сейсмического районирования, инженерно-геологических и других
специальных карт. Одновременно бурятские геоморфологи занимались изучением геоморфологических особенностей Северного Прибайкалья и западной части Станового нагорья.
Обобщая научные исследования бурятских геоморфологов этого периода следует отметить, что в
поле зрения их постоянно находились вопросы, имеющие фундаментальные направления, такие как:
- выделение трех разновозрастных эпох плейстоценового оледенения в Северном Прибайкалье;
- выявление типов склонов и склоновых процессов, разновозрастных поверхностей на территории Забайкалья;
- определение значения оледенения и нивации в моделировке рельефа Северного Прибайкалья
и Восточного Саяна;
- проведение реконструкций палеоландшафтов и составление схемы стратиграфии кайнозойских отложений Прибайкалья и Забайкалья и их корреляция с отложениями сопредельных областей;
- разработка геологической периодизации неоплейстоценовых и голоценовых отложений древних поселений Забайкалья по спорово-пыльцевым данным и радиоуглеродным датировкам;
- разработка вопросов стратиграфии кайнозойских отложений и выявление геоморфологических позиций и условий формирования кайнозойских осадочных комплексов юга Восточной Сибири;
- изучение ископаемой фауны и спорово-пыльцевых комплексов, реконструкция палеогеографических и палеоладшафтных обстановок четвертичного периода Западного Забайкалья;
- изучение истории развития рельефа и установление эволюции палеоландшафтов Прибайкалья
и Забайкалья;
- составление геоморфологических, инженерно-геологических, гидрологических карт, схем новейшей тектоники Восточного Прибайкалья и Забайкалья;
- выявление закономерностей распространения, формирования и режима подземных вод, а также решение инженерно-геологических проблем бассейна оз. Байкал.
Пятый этап (1986-1996 гг.) ознаменуется публикацией серий обобщающих работ И.В. Антощенко-Оленева «История природных обстановок и тектонических движений в позднем кайнозое Западного Забайкалья», Д.Б. Базарова «Кайнозой Прибайкалья и Западного Забайкалья», А.Б. Иметхенова «Природа переходной зоны на примере Байкальского региона», И.Н. Резанова «Кайнозойские
отложения и морфоструктура Восточного Прибайкалья» и др.
В дальнейшем, с уходом многих ведущих ученых-геоморфологов из Геологического института
СО РАН, произошло значительное ослабление научного направления, развиваемого в стенах этого
научного подразделения. В настоящее время на территории Забайкалья проводятся лишь единичные
геоморфологические исследования, носящие чисто региональный характер. Чтобы возродить старую
школу забайкальских геоморфологов, необходимо создать научно-исследовательскую группу из молодых талантливых ученых. И, возможно, тогда появится среди них яркий лидер, напоминающий незаурядную личность Д.Б. Базарова.
20
ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ И МЕТОДОЛОГИЧЕСКИЕ ВОПРОСЫ
ИЗУЧЕНИЯ ЭКЗОГЕННОГО РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ
БИНАРНАЯ МОРФОЛОГИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ
ГОРНЫХ ОБВАЛОВ
Важенин Б.П.
Северо-Восточный комплексный научно-исследовательский институт ДВО РАН,
г. Магадан, vazhenin@neisru.ru
При исследовании крупных (объемами ≥1 млн м3) горных обвалов нередко возникает вопрос о
их генетической интерпретации, что обусловлено конвергенцией признаков, присущей (как и другим
явлениям природы) этим и морфологически близким им образованиям, сложенным грубообломочным материалом. К таким, внешне сходным с обвалами формам рельефа часто относят древнеледниковые морены и их фрагменты, оставшиеся после деградации позднеплейстоценовых оледенений.
Помимо сходного (но надо отметить, не очень) вещественного состава, морены горно-долинных и
каровых ледников имеют сравнимые с крупными обвалами размеры и, порой, несколько похожи на
обвалы по форме. Полевая диагностика этих образований позволяет уверенно различать их по наличию в ледниково-моренном комплексе таких однозначных признаков, как ледниковая штриховка на
валунах и «бараньих лбах». Имеются и другие признаки, учитываемые квалифицированными и добросовестными исследователями. Это – острореберность, остроугольность и трещиноватость обвальных глыб, возникших в условиях интенсивного ударного дробления крупных блоков горных пород в
процессе обрушения и весьма быстрой транспортировки, часто сохраняющихся на месте своего «успокоения» в течение сотен и тысяч лет в состоянии разборной скалы. Даже изначально обвальные
глыбы, попавшие на ледник и в его «чрево», быстро дезинтегрируются до монолитных – без единой
трещинки – обломков, да еще и окатываются в условиях медленной, но непрерывной транспортировки, сопровождающейся трением их друг о друга, о субстрат и подвергающихся дезинтегрирующему
действию многочисленных фазовых переходов глетчерного льда, внутри- и подледниковых вод. Полезен при генетической интерпретации тест грубообломочного образования на петрографическое соответствие его литосбору: либо обвальному, либо древнеледниковому; а также анализ их геометрической соразмерности и динамического соответствия [1-4]. Но эти приемы еще не вошли в обыденный
арсенал исследователей.
Эффективное наблюдение вещественного состава доступно только в полевых условиях. В качестве главного критерия при интерпретации крупных грубообломочных образований с использованием лишь дистанционных методов может использоваться анализ их геометрической формы. Однако,
как показал опыт изучения свыше 50 крупных обвалов разных типов и в разных геологогеоморфологических условиях, обследованных на Северо-Востоке России полевыми методами, и
много большего их количества, изученного стереоскопически по космо-, аэро- и наземным фотоснимкам, они отличаются высокой степенью изменчивости геометрической формы [4]. В связи с этим
возникла задача выполнения их морфологической классификации с целью выявления закономерностей морфогенеза и для использования ее в качестве инструмента при генетической интерпретации. В
результате получено логико-эмпирическое представление о геометрической форме гравитационных
дислокаций (ГД) в трехмерном пространстве, выраженное в виде бинарной морфологической классификации горных обвалов и генетически близких им образований.
К недостаткам известных классификаций (ГД), в том числе и обвалов, относятся: 1) стремление
к максимальному охвату всех разновидностей гравитационных смещений и всего их размерного ряда,
что снижает детальность проработки раздела крупных скальных обвалов; 2) упор на генезисе и типе
перемещения гравитационных масс [5-8]. Механизм смещения современных гравитационных тел
может быть определен в некоторых случаях непосредственным наблюдением за процессом их формирования, а в случае древних ГД о нем можно судить лишь с какой-то вероятностью по геометрической форме аккумулятивного образования, по его положению в рельефе и вещественному составу.
Бинарная морфологическая классификация ГД, построенная на вариации их геометрической
формы в продольном по падению обвальных масс профиле и в плане ограничивается рассмотрением,
главным образом, крупных скальных обвалов с включением и генетически близких образований: обвально-осыпных конусов выноса, осыпей, обвалов-оползней. Каждая морфологическая разновид-
21
ность ГД в такой классификации получается при сочетании двух характеристик: 1) буквенного кода
варианта формы ГД в плане из диаграммы типов обвального литосбора (ДТОЛ, рис. 1); 2) буквенночислового кода варианта из диаграммы вариации продольного по падению масс профиля ГД (ДВПП,
рис. 2).
ДВПП представляет собой матрицу из 27 вариантов профиля, полученных на пересечениях
трех вариантов значения высоты смещающего склона (h1, h2, h3) с тремя вариантами растянутости во
времени процесса обрушения (I – Δm<<M; II – Δm<M; III – Δm=M). В первом случае массы единовременных обрушений (Δm) много меньше общей массы (M) обвального тела; во втором – Δm в несколько раз меньше всей массы; а в третьем они равны. Такие построения сделаны трижды – для разных пространственных положений субстрата, на который смещается обвальное тело: варианты I-III –
горизонтальный субстрат; IV-VI – с уклоном по падению обвала; VII-IX – с контруклоном относительно падения сместителя.
Рис. 1. Диаграмма типов обвального
литосбора, построенная на основе вариации
формы обвалов в продольном по падению
профиле (в зависимости от наклона субстрата) и изменения планового рисунка (определяемого типом обвального литосбора).
Рис. 2. Диаграмма вариации продольного профиля обвалов и других гравитационных дислокаций в зависимости от изменения высоты смещающего склона (h1-3),
растянутости во времени процесса обрушения (соотношения единовременных обрушений, Δm с общей массой гравитационного тела – М), ориентации поверхности субстрата: I-III – горизонтальной, IV-VI – с наклоном вдоль падения смещающего склона,
VII-IX – с контруклоном относительно падения сместителя.
Вариант ДВПП с кодом h3III, характеризующий единовременное обрушение всей массы с
большой высоты, изображает продольный профиль «идеального обвала» в виде тупоугольного тре-
22
угольника, обращенного тупым углом вверх, а наименьшим – в сторону смещающего склона. Такая
форма обусловлена стремлением всех частей обрушивающейся массы отскочить от субстрата под
углом, равным углу падения смещающего склона. При этом крутизна тыльной грани обвала, в соответствии с известным из физики законом отражения, стремится к величине угла падения склона, но
не достигает ее, так как часть энергии тратится на трение и дробление, а также потому, что это происходит в поле силы тяжести. Идеальный обвал обладает контруклоном тыльной грани и серповидной в плане формой.
Вариант h3I продольного профиля – когда массы единовременных обрушений малы и отскок их
от субстрата вырождается в перекатывание обломков по наклонной и шероховатой поверхности предыдущих – соответствует обвально-осыпному конусу выноса. Вариант h1I характерен для осыпи. В
этом случае энергии малых обрушений с небольшой высоты достаточно только для осыпания, сползания каждой порции обломков к подножью склона по шероховатой поверхности предыдущих. Вариант h1III иллюстрирует смещение по типу обвала-оползня. К этому же эффекту приводит и уменьшение крутизны смещающего склона. Еще большее снижение высоты и (или) крутизны склона определяет перемещение масс по типу оползня.
Отклонение поверхности субстрата от горизонтали по направлению падения (варианты IV-VI
ДВПП) или против падения смещающего склона (варианты VII-IX) ведет либо к распластыванию,
либо к сжиманию ГД в направлении смещения. Так, единовременное обрушение крупной массы с
большой высоты на наклонный по падению субстрат (вариант h3VI) вызывает образование вместо
идеального обвала – обвала-потока или обвальной глыбовой лавины.
ДТОЛ имеет вид матрицы из девяти вариантов формы ГД в плане, образующихся на пересечениях трех типов обвальных литосборов (К – конвергентного – оси литосбора сходятся по радиусам к
центру сектора обвальной ниши; Э – эквидистантного – оси литосбора эквидистантны при прямой
стенке срыва; Д – дивергентного – оси литосбора расходятся веером) с тремя случаями ориентировки
субстрата, на котором залегает ГД (ГС – горизонтальный субстрат; УП – с уклоном по падению массы; КУ – с контруклоном).
Конвергентный литосбор и горизонтальный субстрат (К-ГС) обеспечивают формирование караваеобразного тела типа Дялтунгда-30, залегающего в Бахапчинских горах (на Северо-Востоке России [4]). При сочетании К-УП образуется выпуклый в поперечном сечении обвал-поток, такой как
Сыгынах-14 в горах Елау. В варианте К-КУ вздыбливание обвала-надвига на субстрат с контруклоном компенсируется параллельным процессом создания караваеобразно-сегментной формы. Такой
вид имеет завальная плотина в долине р. Чул в составе обвала Чул-300 в Туманском хр.
В случае Э-ГС формируются террасовидные сегментные обвалы типа Нючага-12 в Омулевском
Среднегорье. Комбинация Э-УП обеспечивает образование маломощных обвалов-потоков либо плащеобразных глыбовых покровов с шириной определяемой шириной стенки срыва. В варианте Э-КУ
возникают причудливые Т-образные обвалы-надвиги, вздыбливающиеся по инерции на противоположный склон горной долины с кратковременным существованием уклонов формирующегося тела,
превышающих величину угла естественного откоса, отчего фронтальная часть объема как бы расплющивается о преграду, выжимается и сваливается на левый и правый фланги. Такую форму имеет
обвал Улахан-Чистай-300 в одноименном хребте.
Появление серповидных обвалов с идеальным профилем в комбинации Д-ГС уже описано.
Секторные или веерные плащеобразные обвалы-потоки образуются в варианте Д-УП. Снижение
энергии обрушения за счет дивергентности литосбора в варианте Д-КУ обусловливает трапециевидную форму обвала-надвига.
При описании формы ГД в трехмерном пространстве используется бинарная кодовая система,
где на первом месте стоит код типа обвального литосбора, на втором – код продольного профиля ГД:
Улахан-Чистай-300 – Э-КУ-h2-3IX; Чул-300 – Д-УП-ГС-h2-3VI-III; Дялтунгда-30 – К-УП-h2V; Нючага12 – Э-ГС-h3II. Здесь комбинации символов типа Э-КУ получены с ДТОЛ, а следующие за ними символы, являющиеся уточнением характеристики формы в продольном профиле, – с ДВПП.
Формализованная характеристика может быть дополнена словесной. Например, УлаханЧистай-300 квалифицируется в качестве обвала-надвига Т-образной формы; Чул-300 – сложного веерного тела, с включением частей караваеобразной и плащеобразной формы, образовавшегося при
высокой неровности субстрата; Дялтунгда-30 – караваеобразного удлиненного в направлении падения тела – из-за большой крутизны субстрата; Сфинкс-150 – дугообразного, с выпуклостью против
падения, тела, обусловленного средней крутизной субстрата, отчего конвергентность литосбора не
реализовалась завершением формирования караваеобразности. При краткой характеристике формы
менее крупных морфологически простых гравитационных дислокаций, чтобы получить представле-
23
ние о существенных чертах их строения, можно обойтись без дополнительной информации. Например, код Э-ГС-h3II характеризует обвал Нючага-12 как сегментный, сформировавшийся при обрушении с большой высоты, в условиях умеренного растягивания процесса обрушения во времени и с перемещением обвальной массы по эквидистантным осям литосбора.
Морфологическая информация для такого кодирования может быть получена в результате стереоскопического дистанционного и полевого изучения ГД. Характеристика ГД, сопровождающаяся
выявлением существенных черт строения, служит основой для максимально точной реконструкции
механизма их формирования и, разумеется, для достоверной генетической интерпретации. В отличие
от этого реликтовые морены и их фрагменты не выдерживают тест на соответствие бинарной морфологической классификации.
Литература
1. Важенин Б.П. Литосборный бассейн и некоторые другие взаимосвязанные с ним понятия и их свойства // Основные направления развития геоморфологической теории: Тез. докл. к XVII пленуму Геоморфологической комиссии АН СССР. – Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1982. – С. 32-34.
2. Важенин Б.П. Сейсмически активизированные и иные литосборные бассейны // Генезис рельефа: Тез.
докл. Иркут. геоморфол. семинара. – Иркутск: ИЗК СО РАН, 1995. – С. 64-66.
3. Важенин Б.П. Некоторые принципы в сейсмическом районировании и палеосейсмогеологии (на примере Северо-Востока России) // Тихоокеанская геология – 1998. – Т. 17, № 2. – С. 28-41.
4. Важенин Б.П. Принципы, методы и результаты палеосейсмогеологических исследований на СевероВостоке России. – Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2000. – 205 с.
5. Пальшин Г.Б., Тржцинский Ю.Б., Филиппов В.М. Вопросы инженерной геоморфологии // Проблемы
прикладной геоморфологии. – М.: Наука, 1976. – С. 66-84.
6. Попова Е.В., Левкович Р.А. Поверхностные нарушения грунтов в эпицентральной зоне // Дагестанское землетрясение 14 мая 1970 г. – М.: Наука, 1981. – С. 77-92.
7. Варнс Д.Дж. Движения склонов, типы и процессы // Оползни. Исследование и укрепление / Под ред.
Р. Шустера и Р. Кризека. – М.: Мир, 1981. – С. 32-85.
8. Федоренко В.С. Горные оползни и обвалы и их прогноз. – М.: Изд-во МГУ, 1988. – 214 с.
ОБВАЛЬНЫЙ ПОТЕНЦИАЛ ГОР
Важенин Б.П.
Северо-Восточный комплексный научно-исследовательский институт ДВО РАН,
г. Магадан, vazhenin@neisru.ru
При изучении множества крупных (объемами ≥1 млн м3) гравитационных сейсмодислокаций в
ходе палеосейсмогеологических исследований на Северо-Востоке России сформулировано представление об обвальном потенциале гор [1]. Сейсмичность вносит некоторую специфику в понимание
представления об обвальном потенциале, но он формируется и реализуется и вне сейсмоактивных
регионов, а срабатывание его в виде крупнообъемных обрушений происходит в рамках экзогенного
морфогенеза, хотя в роли спускового крючка, помимо других явлений, наиболее часто могут выступать сильные и очень сильные землетрясения.
Под обвальным потенциалом понимается способность конкретного склона либо какой-то территории с неким множеством склонов к быстрым крупнообъемным перемещениям масс горных пород с верхних частей склона к его подножью посредством обваливания, оползания, осыпания. Точнее
его можно было бы назвать обвально-оползневым-осыпным потенциалом, поскольку эти процессы
настолько близки генетически, что порой с трудом различаются в конкретных случаях и могут действовать одновременно. Все они осуществляются при ведущей роли гравитации в склоновой морфодинамике. Этот вариант названия выглядит более громоздким по сравнению с первым. К тому же возникает возможность еще одного варианта названия – склоновый потенциал. Однако он представляется имеющим право на самостоятельное существование и является более широким по охвату, так как,
надо полагать, в данном случае, под ним может пониматься весь спектр склоновых процессов, участвующих в регулировании потенциала, от обваливания до делювиального смыва. В таком случае обвальный потенциал следует расценивать как частный случай склонового.
Величина обвального потенциала должна, по-видимому, характеризовать склон по его способности к крупнообъемному обваливанию, оползанию, осыпанию. То есть, чем выше объем обвальноосыпных и оползневых масс под склоном, тем большим обвальным потенциалом он обладал до об-
24
рушения – то есть до реализации потенциала. Но когда обвал произошел, то, естественно, в большинстве случаев следует считать, что обвальный потенциал в результате этого резко снизился и трудно
ожидать такого же крупного обрушения в ближайшем будущем. Однако обвальный потенциал не отдельного склона, а какой-то горной территории можно считать высоким, если там обнаружено уже
некоторое количество крупных обвалов и оползней и имеется еще немалое число склонов с обвальным потенциалом, расцениваемым как повышенный.
В связи с этим возникает вопрос оценки величины обвального потенциала конкретного склона
до его реализации (то есть до снижения), когда очевидного доказательства (в виде гравитационных
тел у подножья) нет. Выходом в таком случае следует считать то, что при прочих равных условиях
величина обвального потенциала тем больше, чем больше высота и крутизна склона. Качественная
характеристика обвального потенциала может использоваться наряду с количественной, например,
по шкале «высокий – средний – низкий». Она применима при сравнении в самых общих чертах различных склонов, участков, районов, регионов. Так, альпинотипные высокогорья, очевидно, обладают
более высоким обвальным потенциалом, чем средне- и низкогорья. На Северо-Востоке России повышенным обвальным потенциалом обладают крутые и высокие денудационно-тектонические склоны
морских берегов, межгорных и внутригорных впадин, речных долин, а также ледниковых и древнеледниковых каров и трогов.
Качественное сравнение по величине обвального потенциала двух конкретных склонов осуществимо во многих случаях без особых затруднений. Например, при одинаковой высоте потенциал
выше у более крутого склона, а при одинаковой крутизне – у более высокого. Когда же один из них
ниже, но круче, а другой выше, но менее крут, возникают некоторые затруднения в сравнении их обвального потенциала. Выход из этого положения видится в использовании, например, некой комплексной характеристики склона, представленной произведением величины крутизны склона, выраженной, к примеру, в качестве коэффициента, равного синусу угла наклона, и высоты, обозначенной
в единицах сотен метров. Так, склон высотой 500 м и крутизной 30° будет иметь обвальный потенциал 2,5 (0,5×5), а склон высотой 350 м и крутизной 45° – 2,45 (0,7×3,5). Эта принципиальная, но весьма
приблизительная схема оценки, разумеется, нуждается в коррекции значимости каждого из сомножителей посредством сравнения с экспериментальными данными. Вероятно, лучше подойдет радианное
выражение величины угла склона. При малых углах численные значения коэффициента в «синусном»
и в радианном выражении практически равны, а при повышении крутизны до 90° синус возрастает
лишь до 1, а в радианном выражении – до 1,57. В этом случае обвальный потенциал более крутого, но
низкого из двух указанных склонов окажется выше – 2,77 против 2,6. Радианное значение коэффициента, к тому же, увеличивается и при отрицательных уклонах (для нависающих склонов), что соответствует интуитивному представлению об обвальном потенциале.
При сравнении различных участков и территорий по обвальному потенциалу требуется введение еще одного параметра, характеризующего совокупность склонов с каким-то повышенным обвальным потенциалом либо в абсолютном выражении, либо приходящегося на единицу площади. В
таком качестве способна выступать суммарная длина склонов (по их простиранию) с повышенным
обвальным потенциалом. Однако уравновешивание трех сомножителей в получаемом произведении с
целью обеспечения соответствия его какой-то более-менее реальной величине обвального потенциала
представляется трудно реализуемым, что вынуждает зафиксировать на определенном уровне некоторые из исходных параметров. В первую очередь это можно сделать с крутизной склона, так как обрушения происходят обычно на склонах повышенной крутизны. В качестве наиболее подходящего
критерия для массового определения величины обвального потенциала территории подходит выделение склонов, причисляемых к разряду обвально-осыпных, с крутизной, превышающей угол естественного откоса – около 45° для скальных пород в горах. Такие склоны на топографических картах
изображаются не горизонталями, как более пологие, а штрихами в сочетании с только утолщенными
изогипсами или совсем без них.
В простейшем варианте полуколичественных оценок обвального потенциала территории можно обходиться без учета и высоты обвально-осыпных склонов, выявляемых, для обеспечения единообразия по топокарте определенного масштаба (например, 1:100 000). Тогда абсолютная величина
обвального потенциала участка оценивается длиной (по простиранию) обвально-осыпных склонов в
километрах, относительная или удельная – в км/км2. Введение уточняющих коэффициентов на высоту склонов требует дополнительных исследований, в том числе и экспериментальных и, вероятно, не
даст ожидаемого повышения точности определений обвального потенциала. Картографическая генерализация, используемая при создании топографических карт, позволяет в таком способе вычисления
величины обвального потенциала исключить недостаточно высокие склоны, то есть в каких-то пре-
25
делах зафиксировать еще один исходный параметр – высоту склона. Морфометрически определяемую величину обвального потенциала – с фиксированными высотой и крутизной, а также без учета
свойств горных пород, следовало бы назвать идеальной.
При этом априори можно утверждать, что реальная величина обвального потенциала должна
регулироваться еще одним важным параметром – прочностью горных пород, слагающих склоны.
Сразу надо отметить, что имеющаяся возможность ее количественного определения физическими
методами для штуфных объемов горных пород совершенно не реализуема в количественном выражении для горных массивов и тем более для обширных территорий. Реальная прочность скальных склонов – точнее, устойчивость к обрушению – при фиксированном значении прочности горных пород,
может варьировать в очень широких пределах в зависимости от степени их тектонической раздробленности и ориентировки трещин относительно векторов силы тяжести и импульсов сейсмических
воздействий.
Влияние прочности горных пород на величину обвального потенциала в целом противоречиво.
Увеличивается обвальный потенциал с ростом прочности или наоборот – уменьшается? С одной стороны, казалось бы, чем больше прочность, тем труднее преодолеть ее постоянно действующей силе
тяжести и вызвать обрушение – то есть сделать обвальный потенциал не умозрительным, а реальным,
но при этом уровень нереализованного потенциала будет выше. С другой – чем меньше прочность,
тем скорее горный массив теряет высоту и крутизну и, соответственно – обвальный потенциал – за
счет смещений обломочного материала со склона малыми порциями, но более-менее регулярно.
Вместе с тем, следует учитывать, что значительная часть горных сооружений находится под
воздействием не только гравитации, медленных тектонических движений, экзогенных факторов
рельефообразования, но еще и сейсмических толчков разной силы. Роль сейсмичности в рельефообразовании оценивается большей частью по весьма эффектным, но сравнительно редким (почти экзотическим в понимании большинства исследователей) результатам действия ее наиболее сильной –
разрушительной составляющей, что отражено, например, в учебниках по общей геоморфологии и
динамической геологии [2]. На основании результатов инструментальных сейсмологических наблюдений можно утверждать, что сейсмичность участвует в формировании рельефа горных сейсмоактивных регионов не эпизодически, а практически постоянно, правда, с оговоркой – в геологическом
масштабе времени. Это суждение можно расценивать как бесспорное в отношении высокосейсмичных регионов, таких, как Камчатка и Курилы. Например, из устного сообщения А.В. Викулина следует, что сейсмостанцией Петропавловск-Камчатский каждые сутки регистрируется в среднем около
4 землетрясений различной силы и большая часть из них местные.
Для среднесейсмичного пояса Черского это утверждение нуждается в более обстоятельном
обосновании. По данным Б.М. Козьмина [3], в горах Черского на площади 340 тыс. км2 помимо сильных землетрясений происходит довольно много средних и еще больше слабых, с энергетическим
классом 10-13 и интенсивностью до 6 баллов. Каждый участок этой горной территории с площадью
1 тыс. км2 (32×32 км) за приблизительно десятитысячелетний голоценовый период подвергся в среднем воздействию 147 землетрясений 10-го класса, 42 – 11-го, 15 – 12-го и 5 – 13-го. В сумме это составляет 209 землетрясений, то есть, такой участок сотрясается приблизительно через каждые 50 лет.
Информация по более сильным землетрясениям за короткий период инструментальных наблюдений
статистически непредставительна и поэтому в данном случае не рассматривается. Но можно полагать, что их вклад в средне- и низкоэнергетическое сейсмическое воздействие на горные сооружения
на больших удалениях от очага также заметен, поскольку площади, например, 5-балльных сотрясений для самых сильных из современных землетрясений региона – составляют 150-250 тыс. км2 [3].
Такая частота слабых и средних сейсмических воздействий обусловливает периодически-постоянное
ускорение хода склоновых процессов, в том числе и обвально-осыпных и даже стряхивание с достаточно крутых склонов малых объемов неустойчивых масс горных пород.
Эти рассуждения подтверждаются данными стационарных исследований склоновых процессов
в хр. Хамар-Дабан [4]. Обычная величина скорости смещения склонового чехла, обусловленная действием экзогенных факторов, составляет там 0,4-5,6 мм/год. Единовременные подвижки всей массы
склоновых отложений, вследствие воздействий только двух слабых землетрясений 1981 и 1983 гг.,
достигали 30 и 6,6 мм, что заметно превосходит величину обычной склоновой денудации за год.
В результате встряхивания слабыми землетрясениями устойчивость горных склонов к постоянному асейсмическому воздействию гравитации и экзогенных агентов денудации возрастает – то есть
снижается потенциал возможных малых обрушений. Это объясняется тем, что на склонах не происходит обусловленное выветриванием накопление масс неустойчивых горных пород, которые могли
бы при достижении некоторого критического объема обрушиваться с них без какого-либо сущест-
26
венного внешнего воздействия, так как они регулярно удаляются малыми порциями. Вместе с этим
не снижается, а, пожалуй, даже возрастает, вероятность обрушения крупных объемов, но только при
экстраординарных сейсмических событиях.
Представляется совершенно закономерным результат экспериментального провоцирования обрушения горных пород с максимально неустойчивого, по экспертной оценке, сложенного интенсивно
дислоцированными гранитами, склона с крутизной от 30 до 90°, рассеченного почти на всю его 450метровую относительную высоту многочисленными вертикальными зияющими трещинами, заполненными обломочным материалом [5]. При планировании эксперимента вероятность обрушения, хотя бы малых горных масс, оценивалась на уровне не менее 0,5. Реальный эффект оказался практически нулевым. 500-килограммовой массы аммонита хватило лишь для выброса дробленых обломков
глыб из трещины, в которой размещался заряд. Не было даже малообъемных камнепадов, несмотря
на наличие нависающих участков склонов и свободно залегающих на «полочках» огромных глыб.
Влияние сильнейших землетрясений на устойчивость склонов с повышенным обвальным потенциалом, по-видимому, также неоднозначно. Противоречие заключается в том, что крупнообъемные сейсмогенные обрушения, с одной стороны, вызывают снижение крутизны и высоты склонов в
пределах плейстосейстовых областей, а для древних землетрясений – в пределах роев палеосейсмодислокаций; с другой – обусловливают появление новообразованных поверхностей с повышенной
крутизной и сейсмотектонической раздробленностью, то есть увеличивают вероятность малых обрушений, в том числе, по-видимому, даже без непосредственного провоцирования их последующими
сейсмическими импульсами.
Обвальный потенциал в сейсмичных и асейсмичных регионах, вероятно, следует расценивать
по-разному. В сейсмоактивных горах величина реализованного обвального потенциала будет выше,
но за счет этого снизится величина нереализованного. В асейсмичных же и, тем более, в слабосеймичных регионах (с редкими сильными землетрясениями) величина нереализованного обвального
потенциала должна быть выше. Отмеченный эксперимент проводился в пределах мощного роя палеосейсмодислокаций Туманы [1] с многочисленными крупными и огромными сейсмообвалами объемами до 300 млн м3 – т.е. на участке с весьма сильно реализованным – следовательно, сниженным –
обвальным потенциалом.
Неоднозначно расценивается влияние на изменение обвального потенциала и воздействие таких энергичных агентов денудации как ледники. Функционирующие горно-долинные ледники поддерживают крутизну горных склонов на довольно высоком уровне за счет экзарации бортов и днищ
трогов, малых обрушений на поверхность льда и фирна с обнаженных скал и непрерывного выноса
образующегося обломочного материала в область абляции. Это обусловливает постоянно высокий
уровень обвального потенциала. Вместе с тем, ледники заполняют собой значительную часть поперечного сечения долин, существенно снижая (на первые сотни метров, а порой и более) высоту обнаженных склонов, с которых только и могут происходить обрушения. Деградация ледников способствует значительному повышению обвального потенциала стенок сохранившихся трогов и каров – благодаря увеличению высоты экспонированных склонов и, по-видимому, по причине исчезновения ледовых «распорок» из отрицательных форм ледникового рельефа.
Как видно из изложенного, приближение теоретических оценок обвального потенциала к реальной действительности затруднено противоречивым действием на его величину достаточно мощных факторов рельефообразования, что ограничивает использование этого понятия, главным образом, на качественном и полуколичественном уровне, но все же оно способно дополнить арсенал
средств исследователей гор.
Литература
1. Важенин Б.П. Принципы, методы и результаты палеосейсмогеологических исследований на СевероВостоке России. – Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2000. – 205 с.
2. Леонтьев О.К., Рычагов Г.И. Общая геоморфология: Учеб. для студ. геогр. спец. вузов. 2-е изд., перераб. и доп. – М.: Высш. шк., 1988. – 319 с.
3. Козьмин Б.М. Сейсмические пояса Якутии и механизмы очагов их землетрясений. – М.: Наука, 1984.
– 126 с.
4. Макаров С.А. Крип Южного Прибайкалья и вызывающие его факторы // Экзогенные процессы и окружающая среда: Тез. докл. XIX пленума Геоморфол. комис. АН СССР. – Казань: Изд-во Казан. ун-та, 1988. –
С. 92.
5. Важенин Б.П., Мишин С.В. О результатах натурного сейсмологического эксперимента // Развитие
сейсмологических и геофизических исследований в Сибири и на Дальнем Востоке (памяти А.А. Трескова). –
Иркутск: ИЗК СО АН СССР, 1988. – С. 46-47.
27
ОПАСНЫЕ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ И
РИСК ПРИРОДОПОЛЬЗОВАНИЯ
Кузьмин С.Б.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, kuzmin@irigs.irk.ru
Л.Н. Ивановский под геоморфологическим риском понимал «…степень вероятной опасности
развития рельефа и его современной морфологии для живой природы, прежде всего для жизни и хозяйственной деятельности человека»1. В его представлении геоморфологический риск – понятие эколого-геоморфологическое, требующее комплексного подхода. Уровень геоморфологического риска
Л.Н. Ивановский ставил в прямую зависимость от морфологии рельефа, которая изменяется под
влиянием эндогенных и экзогенных процессов рельефообразования, а также в результате деятельности человека. Наибольшее значение при оценке уровня геоморфологического риска он уделял сейсмичности, гидроклиматической ритмичности и деятельности человека. Этими тремя причинами определяется нисходящий литодинамический поток в понимании Н.А. Флоренсова, который действует
на региональном, локальном и детальном уровнях, и который определяется соответственно классами,
группами и элементарными геоморфологическими процессами.
Л.Н. Ивановский считал, что геоморфологический риск может быть обусловлен как быстрыми
катастрофическими процессами рельефообразования, так и медленно развивающимися геоморфологическими процессами, которые на первый взгляд представляются совсем неопасными. Например,
медленно разрушающийся склон создает толщи рыхлых отложений и продуктов выветривания различных объемов, которые при определенных геодинамических и гидроклиматических условиях могут перемещаться быстро, в результате таких опасных геоморфологических процессов, как оползни и
обвалы.
Л.Н. Ивановский полагал, что структура нисходящего литодинамического потока есть единое
взаимосвязанное целое, некоторая система экзогенных процессов. Выделение в этой системе ведущего экзогенного процесса рельефообразования по таксономическим уровням – группам процессов и
элементарным процессам – позволяет оценивать степень вероятной геоморфологической опасности в
регионе, а также на локальных и детальных участках. Поэтому развитие рельефа обуславливает геоморфологический риск на разных таксономических уровнях классификации геоморфологических
процессов.
В исследованиях автора статьи эти идеи Л.Н. Ивановского получили дальнейшее развитие. В
общем аспекте понимания проблемы опасных геоморфологических процессов и риска природопользования было установлено следующее. Для возникновения опасности должен существовать ее объект
– от чего она исходит и субъект – на что она направлена. Возможность возникновения стихийного
бедствия или катастрофы (опасности) приводит к зарождению опасных субъект-объектных отношений, информационного поля. При геоэкологической оценке риска природопользования необходимо
учитывать то обстоятельство, что понятие «риск» можно применять только для субъекта, подверженного опасности (в данном случае – геоморфологической). Риск природопользования – это осознанная
субъектом (человеком) опасность природного процесса или его техногенного аналога при осуществлении той или иной деятельности. То есть, при отсутствии действия со стороны субъекта отсутствует
и риск. Риск всегда связан с субъектом и решением, которое принимает этот субъект, без них не возникает рискованная ситуация, нет и риска.
Для того чтобы заявить о наличии в действиях субъекта риска должно быть выполнено несколько условий: 1) реальная возможность отклонения от предполагаемой цели деятельности; 2) вероятность достижения желаемого результата; 3) отсутствие уверенности в достижении поставленной
цели; 4) возможность наступления неблагоприятных последствий в процессе или после достижения
предполагаемой цели деятельности; 5) ожидание опасности в результате выбранной альтернативы
деятельности.
Понятие риска основывается на придании будущей опасности априорного статуса настоящего.
Такая ситуация возможна только в том случае, когда имеются технологии, дающие нам в руки альтернативы для деятельности. Тогда не только возможно, но и необходимо принимать решения в ситуации неопределенности, рисковать. Значит, риск предполагает ситуацию обязательного принятия
решения и последующего за ним действия. Из одной только возможности стихийного бедствия или
1
Ивановский Л.Н. Ведущие экзогенные процессы и геоморфологический риск в горах Южной Сибири // География и природные ресурсы. – 1994. – № 2. – С. 5-10.
28
катастрофы еще не следует никакого риска, лишь мнимая угроза, против которой, уже в случае принятия решения действовать тем или иным образом, необходимо будет что-либо предпринять.
Понятие «риск» всегда и везде подчинено категории альтернативности. Только тогда когда есть
альтернатива выбора, мы говорим о риске деятельности.
Альтернатива выбора, в свою очередь, бывает трех видов.
A. Есть два варианта (впрочем, может быть и несколько), при которых можно определенно:
а) получить маленькую выгоду, совершая проверенные действия; б) получить большую выгоду, совершая непроверенные действия.
B. Есть три варианта в процессе рискованных действий: а) получить выгоду; б) не получить
выгоду – остаться «при своих»; в) понести потери.
C. Есть два варианта: а) совершать рискованные действия и получить выгоду; б) никаких действий не совершать, чтобы не понести потерь.
Во всех других случаях к действиям субъекта (человека) категория риска вообще не применима. Например, при наличии у субъекта альтернативы отказа от деятельности, тем не менее, совершение им таковой с заранее известным отрицательным результатом есть: а) небрежность или халатность
– если субъект не приложил всех возможных усилий к получению информации о негативных последствиях выбранной альтернативы деятельности и соответствующих мерах по смягчению этих последствий; б) преступность – если субъект сознательно действовал с умыслом нанести вред другим лицам; в) безрассудство – если субъект сознательно действовал с умыслом нанести вред самому себе.
Но субъект не может имплицитно присутствовать в решении, т.к. всякий субъект обладает собственной системой предпочтений. Его задача – выбрать решение, риск реализации которого минимален. Риск – это сознательный выбор, и субъект должен обладать рациональной основой для принятия
благоразумных решений в условиях неопределенности, что позволит ему сравнивать различные варианты действий и выбирать тот, который наиболее полно соответствует его целям, оценкам и системе ценностей.
Риск связан, прежде всего, с вопросами управления и контроля в экономике природопользования и эффективностью принимаемых решений по защите от экстремальных природных явлений, с
рациональной коммуникацией внутри структур управления, которые ответственны за принятие этих
решений, а также за составление и утверждение планов по развитию хозяйства и социальной инфраструктуры в условиях неопределенности. Под управлением риском в таком случае следует понимать
комплекс взаимосвязанных, постоянно корректируемых и дополняемых, в зависимости от меняющейся ситуации и полученных результатов ее геоэкологического анализа, нормативно-правовых, организационно-административных, экономических, инженерно-технических и других мероприятий и
механизмов их реализации, направленных на уменьшение или предупреждение возможных или существующих потерь населения, объектов хозяйства и качества окружающей природной среды. Стратегической целью управления является уменьшение риска природопользования, в т.ч. повышение
надежности сооружений и коммуникаций и уменьшение моральных и материальных потерь от природно-техногенных аварий.
В работах автора по геоэкологической оценке опасных геоморфологических процессов и риска
природопользования предложенные Л.Н. Ивановским критерии «оценки геоморфологического риска» дополнены уровнем общей современной геодинамической активности в районе исследований, т.е.
кроме сейсмичности – современное геоморфологическое районирование (каркас объектов исследования), плотность активных разломов, амплитуда вертикальных неотектонических движений земной
коры, активность и масштабы гидрогеологических процессов. Нисходящий литодинамический поток
также анализируется на трех пространственных уровнях – региональном, субрегиональном и локальном. При этом рассматриваются классы, группы и элементарные геоморфологические процессы, но
только те, которые представляют реальную опасность для конкретных видов природопользования в
конкретных природных и социально-экономических условиях.
В исследованиях автора, вслед за Л.Н. Ивановским, также анализируются как быстрые процессы рельефообразования, представляющие очевидную опасность в случае размещения в районах их
проявления элементов хозяйственной инфраструктуры, так и медленно развивающиеся геоморфологические процессы, которые на первый взгляд представляются неопасными. Учитывается их кумулятивный эффект. Например, анализируются быстрые сейсмогенные тектонические движения – землетрясения и медленные деформации земной коры – тектонический крип. Также при оценках риска
природопользования используются такие медленные и на первый взгляд неопасные процессы как заболачивание, суффозия, криогенные, подтопление и др. Обращается внимание на «отложенный» характер их геоморфологической опасности, когда спокойное развитие процесса со временем в некото-
29
рый весьма короткий промежуток времени может привести к качественному изменению характера
протекания процесса, его катастрофической активизации.
На основе разработок Л.Н. Ивановского о структуре нисходящего литодинамического потока
как единого взаимосвязанного целого, некоторой системы экзогенных геоморфологических процессов, о ведущем процессе рельефообразования автором статьи проведена оценка спектра опасных геоморфологических процессов, их структуры, на основе чего осуществлена классификация опасных
геоморфологических
процессов
и
геоэкологическое
районирование
административнотерриториальных единиц. Эти авторские разработки проведены также для разных таксономических
уровней как административных единиц – субъект Российской Федерации, административный район,
муниципальное образование, так и геоморфологических единиц – классы, группы и элементарные
геоморфологические процессы. Это определило различные уровни классификации опасных геоморфологических процессов и геоэкологического картографирования и районирования и, соответственно, различные уровни геоэкологической оценки риска природопользования.
Геоэкологическая оценка риска природопользования необходима для прогноза неблагоприятных природных (в т.ч. геоморфологических) процессов, для оценки остроты экологических проблем,
для оптимизации природопользования. На глобальном и национальном уровнях оценка риска природопользования проведена по оригинальной авторской методике, учитывающей вариабельные критерии, которые зависят от конкретной эколого-экономической и социально-политической ситуации, а
не от утвержденных нормативов, которые не учитывают текущие изменения. На региональном уровне геоморфологические системы формируют каркас геосистем, обладают свойствами синергетики, а
их геоэкологический анализ способствует разработке принципов и подходов к классификации и картографированию опасных природных процессов, геоэкологическому районированию, прогнозу геоморфологической опасности и риска природопользования. На субрегиональном и локальном уровнях
геоэкологической оценки риска природопользования геоморфологические системы определяют основные физиономические черты ландшафта, группы опасных геоморфологических процессов и их
целевую направленность на определенный вид природопользования, являются ресурсом для специализированных отраслей хозяйства, способствуют геоэкологическому поиску вариантов решения конкретных задач хозяйственного освоения территорий топологической размерности.
РЕАЛИЗАЦИЯ МЕТОДА ГЕНЕТИЧЕСКОЙ МОРФОЛОГИИ И МОРФОМЕТРИИ
ПРИ ИССЛЕДОВАНИИ РАЗВИТИЯ ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ
Лапин П.С.
Институт нефтегазовой геологии и геофизики им. А.А. Трофимука СО РАН,
г. Новосибирск, lapinPS.@ipgg.nsc.ru
В геометрии форм рельефа любого ранга хранится огромный объём генетической информации,
который заставляет обращать особое внимание на развитие методов генетической морфологии и
морфометрии.
В данной работе выявление современных (сегодняшних) геологических процессов потребовало
сокращение нижнего временного интервала их проявления и задания способов оценки морфогенеза
земной поверхности не связанных с анализом отложений. Объектом исследования вслед за С.Л. Троицким, выбрана земная поверхность как граница раздела земной коры, гидросферы и атмосферы. Выбор не случаен. Он сделан в связи с использованием учения Н.А. Флоренсова о геоморфологических
формациях и литодинамических потоках. Н.А. Флоренсов [4] неоднократно подчёркивал мысль о
том, что геоморфологический формационный анализ направлен, в первую очередь, на установление
закономерностей строения и развития современного рельефа
В рамках системно-формационного подхода изучались реликтовые составляющие современного морфогенеза. Они на земной поверхности позволяют оценивать определённый срез в функционировании современных литодинамических потоков, которые характерны для всей толщи мезокайнозойского чехла. Выявляя латеральные пути перемещения вещества, полученную информацию
можно распространить и для других срезов современного разреза.
Проблемы, связанные с изучением морфогенеза в геоморфологии всегда были одними из главных. Набор элементов, позволяющий раскрыть модель морфогенеза, известен давно. Это водораздел,
склон и днище долины. Одним из первых на необходимость сопряженного, взаимообусловленного
30
развития долин, склонов и водоразделов в ходе пенепленизации обратил внимание Д.А. Тимофеев
[3]. А.Н. Ласточкин [2] разработал и развил морфодинамический анализ рельефа. Главное, для установления механизма рельефообразования – задать процедуру их совместного анализа.
В работе исследована центральная часть Сибирских Увалов. С запада она ограничена верховьями реки Надым. С востока – рекой Етырур. По ранее разработанной методике [1] осуществлено
морфогенетическое районирование и выделено пятьдесят два района. Установлено два ведущих морфогенетических ряда, характеризующих преобладание флювиальных и склоновых процессов. Из сопоставления ведущего и морфогенетических рядов мы определили распространение реликтовой области. Эта область более консервативна в своём развитии и характеризует предшествующий этап развития рельефа. Реликтовая область с преобладанием флювиальных процессов развита в пределах Сибирских Увалов и соответствует Северо-Сургутской моноклинали, которая выделена по кровле юрских отложений. Реликты с преобладанием склоновых процессов развиты в пределах северного склона Сибирских Увалов и обрамляют фронтальную часть моноклинали, а также проявляются на Сургутском своде. Таким образом, в реликтах отражаются особенности структурного плана чехла и области его активизации, что свидетельствует о наличии в чехле литодинамических потоков.
На втором этапе была оценена работа современных (сегодняшних) процессов. Она является индикатором латеральных изменений в литодинамических потоках. Для этого была вычислена степень
упорядоченности элементов в морфогенетическом ряду. Удалось охарактеризовать способность к
перемещению материала внутри района. Чем больше упорядоченность элементов, тем быстрее протекают процессы, а морфология района остаётся подобной сама себе. В данном случае выделена область устойчивого равновесия. Чем меньше упорядоченность морфотипов, тем меньше интенсивность процессов. Выделяется область неустойчивого равновесия. Наибольшая интенсивность процессов наблюдается у районов со значениями, близкими средним.
Прослеживается определённая закономерность в распределении месторождений
относительно областей максимальных (1-6) и
минимальных (7-12) значений параметра
(рис.).
Рис. Степень упорядоченности
элементов, характеризующих работу
современных геологических процессов.
Условные обозначения: 1 – значения
показателя; 2 – месторождения;
3 – номера областей подвижного
равновесия; 4 – гидросеть.
По определению, данному А.Н. Флоренсовым, нами выделены геоморфологические формации,
которые известным образом влияют на литодинамические потоки объекта исследования. Если рассматриваются внутренние связи системы, то развитие происходит за счёт районов неустойчивого
развития. Если осуществляется незначительное внешнее воздействие на систему, то через зону устойчивого равновесия происходит быстрый перенос материала. Сильные внешние воздействия существенно перестраивают области неустойчивого равновесия, а области устойчивого равновесия изменяются при условии их значительного отличия от ведущих морфогенетических рядов.
Таким образом, по результатам исследования современного морфогенеза выделены области
равновесия и намечены латеральные изменения современных литодинамических потоков на земной
поверхности, которые можно проектировать и на другие их срезы.
Литература
1. Лапин П.С., Красавчиков В.О. Морфометрические показатели при анализе направленности эрозионного расчленения рельефа // Геология и геофизика. – 1990. – № 10. – С. 105-114.
2. Ласточкин А.Н. Морфодинамический анализ. – Л.: Недра, 1987.
3. Тимофеев Д.А. Терминология денудации и склонов. – М.: Наука, 1978.
4. Флоренсов Н.А. О геоморфологических формациях // Геоморфология. – 1971. – № 2. – С. 3-12.
31
АССОЦИАЦИИ РЕЛЬЕФООБРАЗУЮЩИХ ПРОЦЕССОВ И
ИХ ФЕНОМЕНАЛЬНОЕ ГЕОМОРФОДИНАМИЧЕСКОЕ СВОЙСТВО
Ликутов Е.Ю.
ООО «Геоконтроль»; г. Калуга, likutov@front.ru
Исследованиям рельефообразующих процессов (далее – РП), определению ведущих из них,
констатации взаимодействий РП и необходимости их изучения посвящена довольно обширная литература (хотя ее и намного меньше, чем работ по строению рельефа). Предметное же исследование
взаимодействующих РП – одновременное и во взаимосвязи, а не по отдельности – представляет собой пока практически неизученную проблему. Причиной ее постановки является широкое развитие
сразу нескольких РП «в точках», на отдельных площадях или отрезках линейных объектов. Особенности их действия состоят в том, что они не только примерно равнозначны (выделить безоговорочно
ведущий РП не представляется возможным), но и взаимосвязаны. С поставленной проблемой и целью
ее разрешения мы столкнулись при исследованиях опасных РП (далее – ОРП) в ходе инженерноэкологических изысканий в зоне влияния действующего с 1979 г. газопровода Грязовец-Ленинград и
строящегося Северо-Европейского газопровода (СЕГ) шириной по 1,5 км по обе стороны от него на
участке 319-450 км, на юго-востоке Ленинградской области. Вследствие минимальной степени изученности проблемы была поставлена задача: при полевых исследованиях выявить проявления действия определенных групп ОРП или, по предложению почвоведа А.А. Шамшина, – ассоциаций ОРП.
Результаты ее выполнения представлены в настоящей работе.
Выявленные ассоциации процессов характеризуются в основном в аспектах характера взаимодействий между ними и следующей из него опасности. Абсолютное большинство ассоциаций развито
вдоль линейных объектов.
1. Солифлюкция и болотообразование (или подтопление) (усиленная солифлюкция) развиты
преимущественно на участках солифлюкционных и дефлюкционно-солифлюкционных склонов с затрудненным инженерными сооружениями (газопроводом, дорогами, ЛЭП и др.) транзитом воды.
Рыхлые образования (далее – РО) в их пределах приобретают постоянно вязко-текучую, а нередко – и
жидко-текучую консистенцию. Поэтому действие процессов этой ассоциации более опасно, чем, например, отдельно солифлюкции.
2. Линейная и плоскостная эрозия действуют вдоль линейных объектов, на незадернованных
участках с четко выраженными уклонами поверхности (3-5о и более). И хотя линейная эрозия на этих
участках развита активнее, динамически ведущая роль в ассоциации принадлежит плоскостной эрозии. Этим процессом выносится часть обломочного материала; намытые его массивы неминуемо образуют линейные понижения между собой – благоприятные начальные геоморфологические условия
для развития линейной эрозии. Линейная эрозия, в свою очередь, открывает новые возможности для
развития плоскостной эрозии (по водосборам, бортам и конусам выноса эрозионных рытвин).
3. Линейная эрозия, плоскостная эрозия, сведение лесов. Проявления действия процессов этой
ассоциации отмечены в пределах участков сведения лесов, в основном вдоль дорог. Развитие их на
площади выявлено на одном участке (417 км). Исключительная опасность действия процессов этой
ассоциации, проявляющаяся в формировании не только рытвин, но и оврагов, следует не просто из
совпадения буквально всех благоприятных условий их развития, но, главным образом, из их концентрации и оптимальных их характеристик, в частности, крутизны склона (до 10-15о), его слабо выпуклого поперечного профиля, практически полного отсутствия растительности и, наконец, наличия по
падению склона грунтовой дороги – начального концентратора стока.
4. Плоскостная эрозия и линейная эрозия действуют вдоль линейных объектов на наклонных
участках, сложенных преимущественно оглиненным песком и лишь недавно лишенных растительного покрова, в частности, на участках свежих очистительных вырубок по просеке газопровода. На этих
участках для развития (проявлений действия) линейной эрозии относительно эрозионноустойчивых
грунтов, скорее всего, недостаточно времени. Другие закономерности действия процессов этой ассоциации сходны с таковыми у 1-й ассоциации.
5. Плоскостная эрозия, линейная эрозия и дефляция приурочены к полностью или частично незадернованным наклонным участкам, сложенным существенно песчаными РО. Активность и, главное, опасность действия этих процессов обусловлена тем, что перемещению подвергается практически весь обломочный материал, слагающий поверхность. Плоскостная эрозия разрыхляет поверхностный слой грунта, перемещает и концентрирует наиболее тонкие частицы, строит линейные понижения – возможные участки развития линейной эрозии. Она, в свою очередь, перемещает более
32
крупные (песчаные) частицы и уменьшает плотность их залегания, формирует эрозионные рытвины.
Дефляция перемещает обломки различных размеров (в том числе и не поддающиеся перемещению
водными потоками), выводя таким образом на поверхность РО, еще не затрагивавшиеся плоскостной
и линейной эрозией, и благоприятствует действию этих процессов. Перемещаемый обломочный материал попадает в сферу эрозионной деятельности потоков и выносится с мест действия рассматриваемых процессов.
6. Плоскостная эрозия и суффозия развиты на субгоризонтальных участках плосковершинных
поверхностей (в осевых частях водоразделов), сложенных РО различного мехсостава с заметным содержанием глинистых частиц. Ассоциирующие процессы не только автоматически ускоряют действие друг друга, но и постоянно создают друг другу благоприятные «начальные» условия развития.
Ведущий процесс выделить в данном случае практически невозможно, да и, на наш взгляд, это противоречит реальному содержанию функционального взаимодействия этих процессов.
Суффозия формирует микропонижения (местами – на горизонтальных поверхностях) – блюдца
и воронки, создавая наклонные поверхности, благоприятные для развития плоскостной эрозии.
Плоскостная эрозия поставляет обломочный материал, в том числе – и тонкий, к днищам блюдец и воронок, способствуя действию суффозии. С другой стороны, плоскостная эрозия выводит на
поверхность новые и новые порции обломков, до сих пор не подвергавшихся воздействию суффозии.
Взаимодействие этих процессов вызывает быстрое уменьшение высоты поверхности (а во времени – и выведение на поверхность подземных коммуникаций) и увеличение относительных высот
(энергии рельефа) в пределах считающихся геоморфологически «спокойными» горизонтальных
плосковершинных поверхностей.
7. Линейная эрозия, плоскостная эрозия, подтопление (или болотообразование) отмечаются
преимущественно в центральной части района работ, на 377-393-м км, вдоль трассы газопровода и
шоссе Тихвин-Устюжна. Для этих антропогенных форм характерен прежде всего сугубо контрастный
микрорельеф (с амплитудами не менее 1,5-2 м), с наличием как положительных (с заметной – до 1530о – крутизной склонов), так и отрицательных (ложбин вдоль трассы газопровода, дорожных кюветов) микроформ.
Рассматриваемая ассоциация процессов (как и другие, где одновременно представлены эрозия
и подтопление (болотообразование) – более пространственная, чем динамическая (функциональная).
Взаимосвязи второй разновидности выражены, скорее всего, в благоприятной для линейной эрозии
близости базисов эрозии (участков подтопления) к крутосклонным положительным микроформам.
Не будучи тесно связанными функционально, процессы ассоциации тем не менее действуют
весьма активно. На 391-393-м км трассы газопровода при полевых наблюдениях отмечено не только
непрерывное двустороннее подтопление (характерное для всего ареала действия ассоциации), но и
многочисленные эрозионные рытвины (глубиной до 1 м), а местами – участки выходов бетонных
швеллеров, обозначающие разрушение обратной засыпки газопровода. Возможно участие в ассоциации и криогенных процессов, которое может быть достоверно установлено при дальнейших исследованиях (в том числе – и при мониторинге).
8. Линейная эрозия, подтопление (или болотообразование), суффозия наблюдаются в основном
вдоль дорог, просек ЛЭП, реже – на просеке газопровода; в центральной (410-395-й км) и в восточной
(372-320-й км) частях района работ. Суффозия действует на положительных микроформах (в частности, на дорожном полотне), подтопление – в отрицательных (в том числе – и вокруг просеки газопровода), а линейная эрозия – на сопрягающих их склонах, реже – вдоль рассматриваемых линейных
объектов. Однозначная геоморфологическая позиция процессов обусловливает активность действия
каждого их них и исключает какую-либо компенсацию их действия, но в то же время жёстко регулирует рамки распространения каждого из процессов.
9. Линейная эрозия, плоскостная эрозия, оползание, суффозия вместе развиты локально: вдоль
шоссе Тихвин-Устюжна (391-392-й км) и вдоль дороги Остров-Тургошь (334-й км). Действуют они
весьма активно. Причины тому следующие. 1. Ярко выраженная асингенетичность этих процессов
современному ненарушенному естественному рельефу в местах их действия. 2. Особенность режима
взаимодействия процессов, заключающаяся в их взаимной активизации. 3. Формирование при строительстве (и ремонте) дорог всех возможных и наиболее благоприятных условий действия процессов
ассоциации.
10. Суффозия и дефляция взаимодействуют на незадернованных открытых участках, сложенных РО разнообразного мехсостава (как песчаными, так и суглинистыми), в пределах переходного
геоморфологического комплекса от полигенетичной (в основном водно-ледниковой) равнины (Молого-Шекснинской низины) к ледниковой равнине (Тихвинской моренной гряде). Процессы развиты
33
вдоль грунтовых дорог на 337-345-м и на 360-м км (участок дороги от д. Лопастино до трассы газопровода).
Взаимодействие процессов носит ярко выраженный взаимоактивизационный характер. Суффозией вымываются глинистые частицы. Противодефляционная устойчивость оставшихся РО, в основном песчаных, резко уменьшается, и они перемещаются (выносятся) под действием дефляции. При
этом на поверхность выводятся новые порции существенно суглинистых РО, на которые начинает
активно воздействовать суффозия.
Таким образом, взаимодействие суффозии и дефляции, не особенно активных по отдельности,
представляет собой существенную опасность для дорог, в пределах которых они развиты. И дороги с
трудом проходимы автотранспортом уже сейчас.
11. Суффозия, плоскостная эрозия, подтопление (или болотообразование), биогенные так же,
как и процессы предшествующей (10-й) ассоциации, приурочены к переходному геоморфологическому комплексу между Молого-Шекснинской низиной (с востока) и Тихвинской моренной грядой (с
запада) и отмечаются на 353-354-м и на 360-363-м км просеки газопровода и вдоль прилегающих к
ней дорог. Они действуют в пределах водораздельных участков плосковершинных поверхностей, зачастую окруженных болотами.
Ассоциация – в основном пространственная. Подтопление развито в отрицательных формах
микрорельефа, остальные процессы – на положительных. Для участков развития плоскостной эрозии
и биогенных процессов характерно сложение их торфом или слегка оглиненными песчаными РО.
Они хорошо дренируются и прогреваются, а небольшая высота положительных микроформ (до 1 м относительно общей субгоризонтальной поверхности) служит препятствием развитию этого процесса.
Суффозия и биогенные (зоогенные) процессы взаимно активизируют друг друга. Плоскостная
эрозия и подтопление действуют в значительной степени самостоятельно.
12. Линейная эрозия, плоскостная эрозия, солифлюкция, подтопление (или болотообразование)
– одна из наиболее сложно построенных и действующих ассоциаций, развитая на 327-328-м, 332-333м, 396-399-м, 431-м, 433-434-м км. Она имеет место на участках (в основном – просеки газопровода) с
минимальными амплитудами микрорельефа, расположенных в зоне влияния болот, сложенных существенно суглинистыми РО различной консистенции (до жидко-текучей), в различной степени задернованных. В пределах основной поверхности и положительных микроформ, особенно – на задернованных участках, развита солифлюкция, а на незадернованных к ней добавляются процессы линейной и плоскостной эрозии. Подтопление развито в пределах даже минимально отрицательных микроформ и обеспечивает развитие солифлюкции.
Исключительно высокая опасность процессов данной ассоциации (примерно такая же – у процессов 9-й ассоциации) состоит в тесном пространственном и динамическом взаимодействии таких
ОРП, как солифлюкция и линейная и плоскостная эрозия.
13. Дефляция, линейная эрозия, плоскостная эрозия, биогенные процессы, суффозия, подтопление (или болотообразование) – вторая по сложности из всех ассоциаций ОРП и самая сложная из распространенных на трассе газопровода. Она приурочена исключительно к местам пересечения трассы
газопровода и грунтовых дорог: на 443-м км и на 328-м км.
Разнообразие процессов во многом обусловлено разнообразием состояний внешних природных
условий их развития и очень частой (местами – через 1-2 м расстояния) изменчивостью некоторых из
них, в первую очередь – строения микрорельефа, уклонов поверхности и степени ее увлажнения.
Особая опасность действия ОРП этой ассоциации состоит в возможном возрастании ее до катастрофической при изменении либо состояний внешних условий формирования рельефа, либо – результатов действия процессов и их ассоциации в целом. Возможность этого весьма велика в силу
взаимодействия на этих участках нескольких природных геоморфосистем и двух антропогенных (газопровода и дороги).
14. Процессы в населенных пунктах: антропогенные (строительство, распашка, проходка канав)
и антропогенно возбужденные природные процессы (линейная эрозия, плоскостная эрозия, суффозия,
дефляция, сезонные криогенные процессы).
Самая сложная ассоциация процессов развита в районе исследований отдельными участками
относительно небольшой площади: от долей 1 км2 до первых км2. Ни один населенный пункт не пересекает трасса газопровода. Лишь однажды (на 393-394-м км) она проходит в непосредственной
близости от северо-западной и северной околиц д. Дуброва.
Для районов действия процессов этой сложной ассоциации сложен и набор состояний внешних
условий формирования рельефа и их изменения. Они производятся не только непосредственно человеком, но и самими процессами.
34
В силу того, что трасса газопровода не проходит через ареалы деятельности процессов этой ассоциации, они не были охвачены исследованиями в ходе инженерно-экологических изысканий. При
более детальных исследованиях специальное изучение их представляется необходимым.
Выводы
В результате кратковременных полевых обзорных (а – не специализированных) исследований
установлено широкое распространение и разнообразие ассоциаций РП: 14 ассоциаций на площади
чуть менее 1000 км2. На больших площадях, на горных территориях и при более продолжительных
специализированных исследованиях их наверняка может быть замечено больше, а характер их взаимодействия – оказаться более разнообразным. Ассоциации имеют как пространственный, так и динамический характер. Выявлено феноменальное морфодинамическое свойство РП в ассоциациях:
РП взаимно активизируют друг друга. Чаще всего они создают благоприятные условия развития
других ассоциированных с ними РП, в частности – условия внешние, как сведение лесов в 3-й ассоциации. В длинном ряде случаев РП поставляют или удаляют обломочный материал, обеспечивая
действие других РП ассоциации. В ряде случаев (например, в 1-й ассоциации) действие процесса
превращается из периодически интенсивного в постоянно интенсивное. Степень опасности РП в ассоциациях велика не только потому, что они взаимно активизируют друг друга, а и потому, что многие из них являются антропогенно инициированными [1], а значит – асингенетичными по отношению
к естественному рельефу [2] и полностью или почти полностью лишенными поэтому естественных
регуляторов (ограничителей) амплитуд и интенсивности своего действия в виде обратных отрицательных связей [1].
Литература
1. Ликутов Е.Ю. Скорости антропогенно инициированных природных процессов и особенности их действия на севере Русской равнины // Земная поверхность, ярусный рельеф и скорость рельефообразования: Материалы Иркутского геоморфологического семинара, чтений памяти Н.А. Флоренсова (Иркутск, 9-14 сент. 2007
г.). – Иркутск: ИЗК СОРАН, 2007. – С. 130-132.
2. Ликутов Е.Ю. Соотношение генезиса и динамики рельефа. Сингенетичные и асингенетичные рельефообразующие процессы // Генезис рельефа / Г.Ф. Уфимцев, Д.А. Тимофеев, Ю.Г. Симонов и др. – Новосибирск: Наука, 1998. – С. 30-35.
ПРИНЦИП ОТНОСИТЕЛЬНОЙ АВТОНОМНОСТИ
В РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИИ И ЕГО ДЕЙСТВИЕ
Ликутов Е.Ю.
ООО «Геоконтроль»; г. Калуга, likutov@front.ru
В ходе исследований строения и, особенно, формирования рельефа внимание, и часто – первостепенное, обращается на степень изменчивости форм и элементов рельефа, как и других участников
рельефообразования: процессов (далее – РП), внешних условий [1, 2] и связей между ними [2]. При
полевых исследованиях, проведенных преимущественно на Дальнем Востоке, установлено, что наименее изменчивыми и наиболее стабильными в своем строении (но не застывшими в своем развитии)
являются плосковершинные поверхности (далее – ПВП) [3], надпойменные террасы (далее – НТ) [4],
особенно высокие и, в ряде свойств строения, – террасоувалы (далее – ТУ).
ПВП ранее рассмотрел Г.С. Ананьев, правда, вместе с вершинными поверхностями (далее –
ВП) других типов: округлыми и острыми [5]. Он первым заметил особенности факторов рельефообразования в их пределах: 1) отсутствие резких колебаний уровня грунтовых вод; 2) и самое важное в
этой части: формирование автономных ландшафтов; 3) почти полное отсутствие линейной эрозии; 4)
значительное участие в формировании ВП эоловых РП и влияние на него склоновых и флювиальных
РП. Результирующий вывод, сделанный Г.С. Ананьевым: «Главной особенностью экзогенного рельефообразования на вершинных поверхностях является существенная, хотя и не абсолютная автономность [курсив наш – Е.Л.] экзогенных процессов…» [5, с. 7] – помог нам вести дальнейшие исследования в рассматриваемом направлении.
Результаты наших исследований показывают, что округлые, и тем более острые вершины, относить к малоизменчивым, стабильным формам нет оснований. По данным проведенных нами горных работ, в поясе таких ВП активно действуют склоновые и, местами, флювиальные процессы. Нет
оснований относить к ВП и такие водораздельные пространства, в пределах которых есть хотя бы
35
малейшие признаки действия эрозионных процессов. Этому учил нас и сам Г.С. Ананьев в рамках
курса «Динамическая геоморфология. Формирование вершинных поверхностей». То же самое можно
сказать и о генезисе рыхлых образований (далее – РО): как только частица элювия пришла в движение под действием склоновых процессов – это уже не элювий, а склоновые РО [6], и элемент рельефа,
сложенный такими РО – склон, а не ВП, пусть даже он расположен в вершинном поясе междуречий.
Так же, если частица элювия начинает латеральное движение под действием других РП (в частности
– эоловых), то она приобретает соответствующий этим РП генезис.
Из ВП относительной автономностью развития обладают только ПВП. Чаще всего это – субгоризонтальные поверхности с уклонами до 1-3о. Больший (и однообразный) уклон им могут придать
тектонические перекосы земной поверхности. Морфология ПВП мало меняется, пока они остаются
таковыми весь период их существования. А он бывает весьма продолжительным и в геологическом, а
не только в геоморфологическом, масштабе времени. Это прослеживается, например, по геологическому строению ПВП в узле хребтов Становой и Джугдыр [7]. Элювию (если он развит) присуще постепенное укрупнение мехсостава обломков на глубину [5] и их движение лишь по вертикали, а не по
латерали. Из-за своего наиболее высокого положения в рельефе относительно соседних форм и элементов ПВП практически не испытывают их воздействий. Этими обстоятельствами ограничивается
действие на ПВП главного и основного агента рельефообразования: силы тяжести. Преобладающие
процессы формирования ПВП – процессы выветривания. Другие процессы: эоловые, криогенные,
карст, биогенные и др. – участвуют в нем резко подчиненно и не определяют морфологический облик
ПВП, формируя микро- и наноформы и элементы.
Относительная автономность развития НТ выражена следующим образом. В силу их незначительной крутизны (до 3о, редко – до 5о) и особенностей строения РО, прежде всего – минимума тонких частиц в их мехсоставе, обусловливающего полутвёрдую или липко-пластичную их консистенцию, обломочный материал перемещается по ним медленно: со скоростями 0,3-2,0 мм/год или 2-10
мм/год (соответственно) [6]. В своем движении поступающий на НТ обломочный материал с вышележащих склонов задерживается в зонах тыловых швов, заполняя их, и движется еще медленнее, как
– вследствие лучшей дренируемости РО и приобретения ими консистенции, более близкой к полутвёрдой – и на прибровочных участках. Нередко склоны над НТ отсутствуют, и НТ (по отсутствию
поступления РО извне) развиваются практически в режиме ПВП, т.е. преимущественно под действием выветривания. Такова, например, т.н. главная терраса долины р. Амур (отн. высота 60-110 м), на
дальних от русла окраинах плавно сопрягающаяся с поверхностью Амуро-Зейского плато и существующая, судя по возрасту слагающих ее РО, с плиоцен-раннечетвертичного времени [8]. Распространение ее столь широко, что на отдалении от ее бровки лишь на 0,5-1 км уже не видно долины,
сформировавшей террасу крупной реки. То же самое наблюдается в долине р. Аргунь в нижней ее
части.
Движение РО по НТ существенно замедляется также неровностями ее ложа, затратами энергии
движения РО на их препарировку и на ассимиляцию и снос аллювия склоновыми процессами. Базисы
денудации уступов таких НТ – понижающиеся и отступающие (или – промежуточных разновидностей). И именно понижающиеся базисы денудации склонов, вследствие преобладающего врезания
рек, развиты на Дальнем Востоке наиболее широко.
ТУ практически всегда занимают промежуточные позиции в долинах в их поперечном профиле
(между вершинными поверхностями и поймой или, в случаях высокой активности склоновых процессов, руслом) и тесно взаимосвязаны и взаимодействуют с другими формами и элементами рельефа. В то же время – пусть изредка – отмечается относительная автономность развития ТУ. Она выражена в виде сохранения (унаследования) морфологии НТ, превращённых по своему геологическому
строению в ТУ. Такой ТУ, замещающий I НТ, исследован нами в долинах р. Амур (верхняя часть), в
районе с. Игнашино. По данным предшествующих работ, в том числе и геологосъёмочных, он считался фрагментом I НТ. И действительно, по морфологии (крутизна – до 3о, лишь у самой бровки – до
5о, ширина – до 1 км, амплитуды микрорельефа – до 0,4 м) это – НТ. Но в нескольких шурфах, пройденных по поперечному профилю этой формы, не было обнаружено окатанных обломков и были
установлены щебнисто-суглинистые РО вязко-текучей (редко – жидко-текучей) консистенции и (в
прибровочной части) вязко-пластичной консистенции в сочетании с вязко-текучей в нижнем слоесмазке и, следовательно – действие солифлюкции и (в прибровочной части) конжелифлюкции. Эти
данные позволяют предположить, что вся энергия движущихся склоновых РО расходуется на пре-
36
парировку коренного ложа НТ и затрачена на ассимиляцию и вынос аллювия. На изменения морфологии НТ, а в современном виде – ТУ (в частности – на увеличение амплитуд микрорельефа поверхности до обычных для ТУ 07-1,5 м), у склоновых процессов, скорее всего, просто не остаётся
энергии.
В развитии рассмотренных форм и элементов рельефа устанавливается действие еще одного
принципа рельефообразования – принципа относительной автономности: при разнообразии и широте развития связей и взаимодействий в рельефообразовании существуют формы и элементы
рельефа, формирующиеся в определенной степени автономно (независимо) от других участников
рельефообразования, прежде всего от соседних с ними форм и элементов рельефа. Причины (источники) его действия различны. 1. Пространственная: а) отсутствие воздействий соседних с рассматриваемой форм и элементов рельефа (и действующих в их пределах процессов) вследствие меньшей
высоты их положения и действия одной из составляющих силы тяжести (т.н. скатывающей силы)
сверху вниз по поверхности; б) уменьшение возможностей действия силы тяжести на формы и элементы рельефа и слагающие их породы (РО) – до действия лишь в вертикальном направлении. 2.
Морфодинамическая: а) минимальное действие процессов латерального перемещения обломочного
материала или отсутствие такого действия; б) такое распределение действия процессов латерального
перемещения обломочного материала, что оно не влияет на автономное развитие формы (элемента)
рельефа или на сохранение ее (его) свойств. 3. Генетическая: к относительно автономно развивающимся формам (элементам) рельефа относятся (слагают их) такие РО, которые не испытывают латеральное перемещение (на ПВП) или испытывают воздействие РП латерального перемещения обломочного материала в виде выноса обломков (исключительного или преимущественного). 4. Мало меняющиеся (согласно [5]) внешние условия формирования рельефа.
Нелишне предположить, что набор форм и элементов рельефа, развивающихся в режиме относительной автономности, не исчерпывается ПВП, НТ и (в отдельных свойствах и изредка) ТУ. Вполне возможно, что к ним относятся денудационные (в широком смысле этого понятия) формы и элементы рельефа, формирующиеся в не совсем обычных для себя условиях, в частности – котловины
выдувания на сопочных массивах севера Амуро-Зейской равнины (в гумидных климатических и таёжных растительных внешних условиях) [9, 10].
Литература
1. Ликутов Е.Ю. Принцип гармонии в рельефообразовании // Геоморфология в России: научные школы:
Материалы Иркутского геоморфологического семинара, Чтений памяти Н.А. Флоренсова, октябрь 2001 г. Иркутск. – Иркутск: ИЗК СО РАН, 2001. – С. 71-73.
2. Ликутов Е.Ю. Связи и уровни взаимодействий в рельефообразовании // Теория геоморфологии и её
приложение в региональных и глобальных исследованиях: Материалы Иркутского геоморфологического семинара, Чтений памяти Н.А. Флоренсова (Иркутск, 20-24 сент. 2010 г.). – Иркутск: ИЗК СО РАН, 2010. – С. 22-24.
3. Ликутов Е.Ю. Структура процессов формирования речных долин // Рельефообразующие процессы:
теория, практика, методы исследований: Материалы XXVIII Пленума Геоморфологической комиссии РАН.
Новосибирск, ИГ СО РАН, 20-24 сент. 2004 г. – Новосибирск: ИГ СО РАН, 2004а. – С. 162-163.
4. Ликутов Е.Ю. Формирование надпойменных террас как один из механизмов саморазвития речных долин // Материалы XIII научного совещания географов Сибири и Дальнего Востока (Иркутск, 27-29 ноября 2007
г.) – Т. 1. – Иркутск: Изд-во Ин-та географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, 2007. – С. 156-157.
5. Ананьев Г.С. Динамическая геоморфология. Формирование вершинных поверхностей. – М.: Изд-во
МГУ, 1976. – 176 с.
6. Воскресенский С.С. Динамическая геоморфология. Формирование склонов. – М.: Изд-во МГУ, 1971. –
228 с.
7. Ликутов Е.Ю. Строение рельефа и закономерности взаимодействия процессов его формирования в узлах горных хребтов, испытавших горно-долинное оледенение (на примере хребтов Становой и Джугдыр) //
Геоморфология. – 2004б. – № 1. – С. 90-102.
8. Геология и инженерная геология Верхнего Амура / Ред. Г.П. Леонов, Е.М. Сергеев. – М.: Изд-во МГУ,
1962. – 318 с.
9. Ликутов Е.Ю. Сопки и сопочные массивы. Морфология. Возможные пути формирования // Материалы
VII научной конференции молодых учёных и аспирантов, Благовещенск, 28 апр. 1988 г.: Сборник научных трудов / АмурКНИИ ДВО АН СССР. – Благовещенск, 1990. – С. 36-43. – Деп. в ВИНИТИ 19.06.90, №3501-В90.
10. Ликутов Е.Ю. Особенности строения и закономерности формирования долин малых рек центральной
части междуречья Зеи и Селемджи / АмурКНИИ ДВО РАН. – Благовещенск, 1993. – 230 с. – Деп. в ВИНИТИ
04.03.93, №531-В93.
37
ДИНАМИКА ГЕОСИСТЕМ С НАСЫЩЕНИЕМ
Михель К.С., Поздняков А.В.
Институт мониторинга климатических и экологических систем СО РАН, г. Томск,
synergeia@imces.ru
Есть достаточно оснований утверждать [1], что самоорганизующиеся системы, в самом широком смысле, развиваются и функционируют с насыщением. С насыщением развиваются системы, характеризующиеся предельным циклом, в основе которого лежат внутренние структурноорганизационные противоречия. А они – суть бинарности [2] самоорганизующихся систем, в них генетически заложено диалектически противоречивое, по существу субстанциональное единство двух
начал, вместе предполагающих образование, существование и развитие структурных целостностей –
систем (рис. 1). Начало F предполагает изъятие из
среды вещества и энергии и экспоненциальное их
накопление в некой формирующейся структуре
X(t); а начало D предполагает изъятие части вещества и энергии из F для формирования другой
структуры Y(t,F). Таким образом, процесс D ингибирует развитие системы X(t) и, следовательно,
самое себя, системы Y(t,D). И вместе они, образуя
структурно-функциональное эмерджентное единство, развиваются с насыщением, графически
имеющий вид кривой, названной Ферхюльстом
"логистической кривой роста" [3]. Весь опыт изучения самоорганизующихся геосистем, в частности геоморфосистем (ГМС), показывает, что они
представляют собой парные образования: если
формируется система Х(t), то вместе с ней формируется и ее сателлит система Y(X,t). Для Y(X,t) система Х поставляет энергию и определяет пространственные границы развития и время существования. Динамика системы, как бинарной структуры,
осуществляется, с одной стороны, за счет поступРис. 1. Схема структурно-функциональных отноления вещества и энергии из среды, а с другой –
шений бинарной геосистемы.
вследствие обмена ими между составляющими ее
подсистемами. Потоки энергии, вещества и информации (MEI), потребляемые системой X из среды, нами названы F-потоками, а объективно отдаваемые ее сателлиту – системе Y – D-потоками. Энергия в F-потоках («энергия для себя») используется для сохранения и функционирования самой системы X. Величина накапливаемых MEI в ней ограничивается емкостью среды. Поэтому, если в F-потоке расход Q(t)=const, ∆M(t)→ 0. Энергия в Dпотоке – это "вынужденно" отдаваемая «энергия для сателлита», причем расход ее q(t,М)→Max.
Формирование геосистемы (ГС) «сателлит» является объективным, имманентным свойством всех
самоорганизующихся систем. Появление ГС, создаваемой F–потоком, неизбежно влечет к появлению
ГС «сателлит» и питающего ее D–потока MEI. Таким образом, любые самоорганизующиеся системы,
включая и социально-экономические, можно рассматривать как бинарные структуры и характеризовать их динамику на основе балансовых отношений, известных как «ресурс-потребитель» или «хищник-жертва». По существу, это закономерность всеобщего действия, согласно которой динамика систем описывается уравнением: dM/dt=Q(M,V,t) – q(M,t), где M – выходные характеристики системы,
учитывающие суммарную аккумуляцию вещества и энергии, создаваемую системами X и Y; Q – расход энергии в F-потоке; q – расход энергии в D-потоке, создаваемом системой Y; V – емкость среды
(экологическая емкость); t – время.
В соответствии с вышеописанной закономерностью происходит развитие русел рек и пойм, отмелей морей, озер и водохранилищ, динамика форм рельефа, образующихся экзогенными процессами; формирование коры выветривания, ледниковых покровов и долинных ледников и пр. Данная закономерность относится к числу всеобщих и определяет развитие не только материальных систем, но
и абстрактных, например моделей, идей, парадигм, гипотез.
38
Согласно этой закономерности, динамика геосистем осуществляется по логистическому закону.
В упрощенном виде: если полагать, что предел насыщения системы известен (это могут быть задачи,
связанные с динамикой продуктивности какой-либо системы при известной экологической емкости
W), то решение уравнения динамики геосистемы возможно аналитически.
Заданные и текущие состояния в динамике геосистем. Понятие "заданное состояние" введено в кибернетике. Оно характеризует состояние, которое некая саморегулирующаяся техногенная
система в своей динамике должна достичь, при установленных начальных условиях поступления
энергии. Динамика кибернетических и технических систем регулируется за счет определения величины рассогласования между заданным (ЗС) и текущим (ТС) состояниями.
Природные системы, в частности ГМС, не имеют специальных регулирующих органов для определения величины рассогласования между ЗС и ТС. Функции регуляторов в них выполняют ее собственные морфометрические характеристики (высота, объем, площадь поверхности и пр.), в которых
аккумулируются вещество и энергия [1, 2]. В динамике ГМС морфометрические характеристики оказывают обратное воздействие на входные характеристики, в частности – на поступление вещества
(количество твердых осадков). Например, с увеличением высоты поверхности ледникового щита количество выпадающих осадков уменьшается (в центральных частях Антарктического щита на высотах 3000-4000 м выпадает 30 мм/год осадков, а в краевых участках до 700 мм/год). Прирост высоты и
объема горного массива, по мере их суммарного увеличения, приближается к нулю (существенно
возрастает давление на нижележащие слои, и они выжимаются из-под гор). Показательным примером
может служить динамика поймы и прибрежной отмели водохранилищ: с увеличением размеров (высоты, ширины) их прирост приближается к нулю. Эта закономерность используется для прогноза динамики геосистем.
Таким образом, саморегулирование во всех геосистемах косной среды осуществляется за счет
обратного влияния своих собственных размеров на поступление вещества на входе.
В вышеприведенном уравнении (1) слагаемые в правой части находятся в функциональной зависимости от самих регулируемых характеристик систем, и так как второе слагаемое всегда стремится по своей величине к первому слагаемому, то эта функциональная зависимость, выступая в качестве обратной отрицательной связи, ингибирует процесс – замедляет рост вещества, энергии и информации в системе, приводит их массу к некоторой динамически равновесной величине, мало меняющейся в течение времени. Система переходит в разряд самоорганизующихся, способных к увеличению своей упорядоченности за счет изъятия вещества, энергии и информации и порядка (негэнтропии) из среды.
В отличие от живых организмов, обладающих гомеостатическими свойствами, и от кибернетических систем, в которых имеется специальный регулирующий (управляющий) орган и орган, выполняющий функции задающего воздействия, т. е. определяющий количество поступающего и отводимого вещества (или энергии) в системе, в геосистемах все эти функции выполняются взаимодействующими потоками F и D.
Заданными величинами, характеризующими геосистемы в стадии насыщения, являются характеристики размеров форм рельефа: высота (Нc,); площадь (Sc) поверхности; объемы (Vc) форм;
ширина (Вс) подводного склона; крутизна (αс) склонов и пр. В графиках кривые одновременного и
взаимосвязанного изменения расходов вещества и энергии, в зависимости от роста размеров форм
рельефа, всегда пересекаются. Точка пересечения кривых указывает на равенство расходов вещества
в F и D потоках (в состоянии насыщения), а проекция ее на абсциссу – на стационарную динамически
равновесную высоту, или, пользуясь терминологией теории авторегулирования, заданную высоту в
стадии насыщения, но задаваемую спонтанно складывающимися условиями развития геосистем. Роль
задающего воздействия (т.е. какими морфометрическими характеристиками должны обладать геосистемы при данных расходах вещества и энергии в F и D потоках в стадии насыщения) могут играть
различные эндогенные и экзогенные процессы, или импактные события.
Алгоритм численной модели динамики геосистем с насыщением. Возможность экспериментально или в непосредственных наблюдениях установить расход вещества и энергии в F и D потоках сопряжена с неразрешимыми трудностями. Поэтому предлагается анализировать динамику изменения Δ состояния геосистемы путем измерения величины различных параметров через определенные дискретные промежутки времени. Общий алгоритм динамики геосистем с насыщением для
одного параметра изображен на рис. 2. Проведя несложные аналитические преобразования, можно
свести зависимость Δ к некой функции f3:
Δ = Fi – Di = f1(x, i·t0) – f2(x, F, i·t0) = f3(x, F, i·t0).
39
Начало
x = x0
i = i0
t0
Fi = f1(x, i·t0)
Di = f2(x, i·t0)
x=x+Δ
i=i+1
Δ = Fi - Di
нет
Δ=0?
Начальные условия:
x0 – исходное значение переменной
t0 – дискретный шаг по времени
i0 – начало отсчета
Суммарное влияние всех факторов:
Fi – увеличивающих значение переменной х,
Di – уменьшающих значение переменной х.
Δ – разница положительных
и отрицательных факторов.
Если Δ не равно 0, процесс продолжается.
да
xпр = x
Состояние динамического равновесия.
xпр – предельная величина переменной x
Конец
Рис. 2. Общий алгоритм динамики геосистем с насыщением для одного параметра.
Природные процессы – всегда нелинейные процессы. Поэтому для нахождения функции f3
нужно использовать математические методы, позволяющие получить нелинейную зависимость.
Можно воспользоваться, например, методом конечных разностей. Чем больше последовательных
значений Δ известно, тем с большей вероятностью и точностью можно получить функцию динамики
изменения состояния геосистемы и, соответственно, узнать предельное значение параметра х, а также
момент времени, когда система войдет в состояние насыщения.
Литература
1. Поздняков А.В. Динамическое равновесие в рельефообразовании. – М.: Наука, 1988. – 208 с.
2. Поздняков А.В. Самоорганизующиеся бинарные структуры // Биниология, симметрология и синергетика в естественных науках: Материалы V-й междунар. конф. – Тюмень: ТюмГНГУ, 2007. – С. 29-35.
3. Бейли Н. Математика в биологии и медицине. – М.: Мир, 1970.
ОБ ОСНОВНЫХ НАПРАВЛЕНИЯХ И СМЕНЕ ПРИОРИТЕТОВ В ИЗУЧЕНИИ
ЭКЗОГЕННОГО РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ
Невский В.Н.
Тихоокеанский институт географии ДВО РАН, г. Владивосток, nevsky@tig.dvo.ru
Новейшие достижения геоморфологии (прежде всего, экзогенной) позволили некоторым специалистам охарактеризовать современный этап ее развития как революционный [1]. В подтверждение
можно назвать те направления, в которых в наибольшей степени использованы технические новации.
Среди них: 1) разработка и применение активных оптических систем (например, лидаров), пригодных
не только для получения количественных данных о скоростях денудации и аккумуляции, но и, при
соответствующем программном обеспечении, для автоматизированного распознавания и картографирования форм и элементов рельефа разных размеров; 2) применение изотопных технологий (углерод-14 и, позже, цезий-137), с помощью которых можно оценивать интенсивность почвенного смыва
и процессов аккумуляции; 3) существенный прогресс в математическом моделировании экзогенных
геоморфологических процессов (ЭГП), которое с той или иной степенью достоверности отражает появление, изменение и уничтожение форм рельефа. Эти достижения позволили перейти к новому
уровню геоморфологического классифицирования (правда, не универсального) и, соответственно,
картографирования, существенно снизив трудовые затраты на эти операции. Достаточно полно в настоящее время изучена динамика днищ долин водотоков всех рангов и генетических категорий.
Стремительно растет объем фактического материала по склоновым ЭГП. Современная инженерная
геология и динамическая геоморфология располагают внушительной базой количественных оценок
40
скоростей денудации/аккумуляции, полученных при помощи разных методических приемов. Интересно, что, создав эту обширную базу данных, геоморфологи пока не разрешили некоторых физических проблем. Так, например, до сих пор нет устраивающего всех объяснения формирования педиментов в различных климатических условиях, объяснения многомодальности частотного распределения крутизны элементарных склонов [2,3], обоснования механизма геоморфологической конвергенции [4]. Этот список можно продолжить. Причина такого несоответствия заключается во всеобщем
(т.е. захватывающем не только геоморфологию) дрейфе естественных наук в сторону прагматизма.
Одна из вынужденных отличительных особенностей современной экзогенной геоморфологии –
возрастание интереса к процессам, которые являются прямым или опосредованным результатом деятельности человека. Такие направления, как экологическая геоморфология и геоморфология урбанизированных территорий, с каждым годом привлекают все больше специалистов вследствие объективной целесообразности и возможности получения заказов и грантов. Эти направления, безусловно,
требуют совершенствования традиционных геоморфологических методик (прежде всего, качественного усовершенствования систем мониторинга ЭГП), но не поиска принципиально новых методов
получения информации. Более важной задачей становится способ хранения и оперативного извлечения этой информации.
Следующий акцент современности – катастрофические ЭГП: их картографирование, прогнозирование, моделирование, поиск технических способов минимизации их последствий. Этот аспект экзогенной геоморфологии был актуален всегда. Однако именно сейчас, в русле общей тенденции разворота геоморфологии (как и большинства естественных наук) «от природы к человеку», тема катастрофических ЭГП стала не только самой актуальной в геоморфологии, но и модной. Одно из перспективных направлений – дистанционный мониторинг ЭГП на наиболее проблемных участках (эрозионных, оползневых обвально-осыпных, солифлюкционных склонах). Следует, правда, отметить,
что прогресс в этой области сводится преимущественно к мониторингу, более детальному крупно- и
среднемасштабному картографированию катастрофических ЭГП и созданию ряда математических
моделей, достаточно адекватно отражающих процесс, но имеющих невысокую прогностическую способность.
Успехи динамической (экзогенной) геоморфологии очевидны. Однако насколько они действительно революционны? Ведь, по большому счету, последние 20 лет ознаменовались преимущественно экстенсивным ростом информации, т.е., прежде всего, увеличением числа измерений, возрастанием их точности и надежности, созданием новых карт с прежними или модифицированными легендами. Большего прогресса добилось математическое моделирование различных аспектов функционирования и эволюции рельефа. В ряде случаев результаты моделирования позволяют лучше понять природный «алгоритм» изменения отдельных форм рельефа и, таким образом, дать некоторые прогнозные оценки дальнейшим изменениям. Однако, как уже было отмечено, прогностическая способность
таких моделей невелика.
Динамическая геоморфология начинает постепенно превращаться в некое технологическое
обеспечение инженерной геологии. Этот процесс неизбежен, хотя его нельзя назвать всеобщим. Сейчас важно определить те намечающиеся тенденции, которые сохранят творческое начало геоморфологии. Поскольку геоморфологи накопили значительный запас количественных данных (по скоростям ЭГП и характеристикам активного рыхлого материала), то естественно ожидать наиболее полного их представления, желательно, в картографической форме. Самый простой и надежный способ
добиться этого – создание разномасштабных литодинамических карт (в т.ч. на базе цифровых моделей рельефа). Но картографирование литодинамики требует разработки принципиально новой, информативной легенды, в которой должна отчетливо проявляться «динамика» – и фронтальная, и канализированная. Главная задача – отражение перераспределения вещества, т.е. его качественных и
количественных изменений, на контактах литосферы с гидросферой и атмосферой. Традиционные
картографические средства не дадут такой карте наглядности. Строго говоря, понимание и картографическая интерпретация литодинамики немыслима без геоморфологического синтеза, поэтому следует ожидать определенного обновления теоретических основ, а не только совершенствования технологий. Другое, смежное, направление – эволюционная литодинамика, или анализ изменения картины распределения и интенсивности литопотоков с включением геохимической составляющей. Исследователя должны заинтересовать не только ритмические и трендовые аспекты экзогенной литодинамики, но и антропогенный вклад в ее изменения. Это направление, в целом, лежит в русле экологической геоморфологии, но, по мере набора информации, выйдет за ее ограничительные рамки.
41
Остается надежда и на то, что будет продолжена разработка физических аспектов экзогенной
геоморфологии. Вероятно, эти задачи могут быть решены специалистами по моделированию, которые способны исследовать данные проблемы помимо официально узаконенных тем.
Литература
1. Anders N., Seijmonsbergen H. A Revolution in geomorphology // GIM Int.. – 2008. – Vol.22. – № 11. –
P. 36-39.
2. Carson M.A. Models of hillslope development under mass failure // Geogr. Analysis. – 1969. – V. 1. – P. 76-100.
3. Невский В.Н. Склоновые геоморфологические фации и их картографирование // Геоморфология. –
1999. – № 2. – С.43-51.
4. Уфимцев Г.Ф. Геоморфологическая конвергенция // Геоморфология. – 2009. – № 4. – С. 16-28.
ЦИКЛИЧНОСТЬ РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ
Постоленко Г.А.
Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, г. Москва,
gpostol@yandex.ru
Цикличность – одна из примечательных черт развития природы. Геоморфологический цикл (по
В.М. Дэвису) – закономерное развитие рельефа: поднятие – оживление денудационных процессов
(юность) – контрастный рельеф (зрелость) – предельно выровненная поверхность, пенеплен (дряхлость) в условиях полного (законченного) цикла; и денудационный рельеф – педименты, педиплены –
в условиях незаконченного. З.А. Сваричевская, указывает, что периодичность геологических процессов, обусловленная тектоническими движениями и климатическими колебаниями, имеет разную длительность – от 450-600 млн.лет до периодов, измеряемых годами. Эрозионный цикл у В.М. Дэвиса –
часть геоморфологического цикла эволюции горного рельефа, в течение которого совершается развитие горной страны от юности до дряхлости, до пенеплена.
В настоящее время можно считать достоверно установленной цикличность флювиальной деятельности в плейстоцене и голоцене, обусловленную цикличностью изменений климата. Она проявлена как в изменениях режима русловой деятельности, так и в морфообразующей деятельности водных потоков и формировании аллювия. Эта цикличность измеряется размерностью климатических
ритмов, или климатохронов, положенной в основу стратиграфических схем четвертичных отложений. Их длительность относят в среднем к столетнему циклу, а формируемые им формы флювиального генезиса – цикловые террасы. В пределах этих циклов выявляется цикличность подчиненных
рангов.
Морфообразующий цикл. Эрозионный цикл, сопоставляющийся с основными климатическими
ритмами плейстоцена, распадается на 2 фазы: врезания и седиментации аллювия. Каждому из них
соответствует определенная доля формирования рельефа долины. В процессе первой фазы идет последовательное углубление долины. При этом оно начинается на поверхности кровли накопленного в
предшествующем цикле аллювия постепенным сужением поперечника долины, в котором действует
русло. Это углубление долины, сопровождающееся сужением, приводит в конце фазы врезания к
созданию довольно узкого тальвега [1], в котором отсутствует пойма. Поперечный профиль долины в
завершение этой фазы имеет V-образный вид, чаще ассиметричный. Этот этап представляет собой
морфологическое завершение предшествующего эрозионного цикла – именно он оформляет цикловые террасы. Это инстративная фаза (по В.В. Ламакину) развития рельефа, в процессе которой увеличивается размах относительных высот.
Фазовый переход к седиментации аллювия знаменует этап формирования нового ложа долины
– начинается его расширение в процессе боковой эрозии и заполнение днища аллювием нового цикла
и формирование в днище поймы с формами рельефа подчиненных рангов – микроформами. В процессе расширения днища и накопления аллювия происходит подмывание бортов, в том числе и коренных, и частичное уничтожение и аллювия и самих цикловых террас, при этом не только предшествующего цикла. Именно в конце фазы седиментации заканчивается формирование нового облика
долины. Поперечный профиль её корытообразный. Уменьшается размах относительных высот. Заканчивается констративная фаза развития рельефа.
42
Как видно из закономерностей размещения в долинах аллювия разных четвертичных циклов,
вертикальный интервал работы водотоков в среднегорье гумидного пояса занимает интервал, близкий к 100 м. В его пределах водоток работал в течение 7-8 циклов, морфоседиментационные результаты которых различаются весьма заметно. В результате этот интервал долины имеет столь сложное
строение [2]: фрагментарное размещение террас вдоль долины, разрывы в террасовой лестнице, наличие погребенного аллювия и его фрагментарное размещение, наличие рыхлых цоколей у террас,
при этом у единой террасы цоколь может быть то рыхлым (к тому же разного возраста), то коренным.
Создание такого разнообразия морфологии долины вдоль ее продольного и поперечного профилей обязано внутридолинным перестройкам. Последние определяются не только гидродинамикой
потока, но и размером долин, и вертикальным соотношением разновозрастных днищ, и влиянием локальных морфоструктур [3].
Седиментация аллювия вероятно осуществляется на протяжении всего эрозионного цикла. Но в
фазу врезания она носит эфемерный характер и не оставляет следов в строении аллювия, слагающего
аллювиальную свиту (приходится на сухую эпоху, пограничный интервал между ритмами). Последняя формируется уже в фазу седиментации и представляет собой в основном направленную аккумуляцию наносов. В ней снизу вверх в целом записана летопись изменения растительных ассоциаций в
соответствии с изменениями природного процесса в климатическом ритме, или климатохроне, четвертичного периода. Она отражает хронологический интервал ритма от второй половины термоксеротической фазы до некоторой части криоксеротической (проблема метахронности фазовых переходов как в хронологическом, так и в пространственном аспектах [4]). В строении аллювиальных свит
прослеживаются закономерные четкие изменения гранулометрии, минералогии, текстур толщи, также прямо связанные с климато-ландшафтными изменениями, в том числе и изменениями процессов
выветривания [5]. К более дробной цикличности относятся перестройки пойменного рельефа, укладывающиеся в периодичность порядка 2 тыс. лет [6,7]. Их проявления чаще отмечены в строении
толщ [8], чем в морфологии долин, поскольку они проявляются в пределах более крупных циклов, на
фоне более общих тенденций развития цикла и эрозионного процесса. По-видимому, к их морфологическим проявлениям могут быть в некоторых случаях отнесены подуровни, некоторая микроступенчатость, поверхностей террас, относящихся к заключительным этапам эрозионных циклов.
М. Huisink [8] указывает, что изменения во флювиальной деятельности происходят, если климатические изменения выразились в ландшафтах. Таких изменений подчиненных рангов устанавливается стратиграфами все более. Они представляют собой основу для изучения цикличности морфодинамики разных рангов.
Хронология динамики рельефообразования. Хронология цикличности рельефообразования
может быть установлена с помощью стратиграфических схем четвертичных отложений. Основные
предпосылки использования последних следующие:
- климато-стратиграфический принцип их построения. Традиционно климатический ритм – мера времени четвертичного периода – делится на теплую и холодную эпохи и 4 их более дробных стадии. Выделение стадий [9] основывается на хронологическом несовпадении максимумов тепло- и
влагообеспеченности, что позволило обозначить влажные и сухие эпохи климатохрона: граница между теплой и холодной эпохами приходится на максимум влагообеспеченности, а граница между климатическими ритмами – это максимум аридности, максимум сухой эпохи. Каждой эпохе в схемах
соответствует горизонт отложений, или климатолит, в состав которого входит и аллювий. В течение
климатического ритма формируется 2 горизонта – теплый и холодный [10].
– известная хронологическая корреляция климато-ландшафтных условий в климатическом
ритме и фаз эрозионного цикла, определяющая инстративные и констративные (по В.В. Ламакину)
фазы его развития.
- высокая степень стратиграфической изученности аллювия как одного из наиболее распространенного генетического типа отложений, выступающего, кроме того, как фактор развития других,
например, склоновых, экзогенных процессов, что важно для их корреляции и, соответственно, определения возраста.
- поскольку высока роль эрозионного процесса, наиболее универсального и развивающегося
постоянно и практически повсеместно, в развитии рельефа суши, именно он может быть использован
для отсчета этапов рельефообразования.
Сформированная в течение климатического ритма аллювиальная свита входит в состав двух
климатолитов, соответственно, двух горизонтов – теплого и холодного. И не охватывает полностью
их хронологический интервал. Основная масса этого аллювия коррелирует с влажной эпохой ритма,
её теплой и холодной стадиями. А этап фазы врезания приходится на пограничный между климати-
43
ческими ритмами интервал, холодную и теплую стадии сухой эпохи, и не зафиксирован аллювиальными отложениями. Хронологическое положение моментов фазового перехода эрозионного процесса
к врезанию знаменует собой начало нового цикла развития рельефа и находится в пределах последней, криоксеротической, стадии ритма.
Отсюда: хронологически границы климатохронов стратиграфических схем и этапов развития
рельефа не совпадают. Начало нового этапа развития рельефа, инстративной фазы, лежит в пределах
сухой эпохи предшествующего климатохрона. Констративная фаза охватывает большую часть следующего климатохрона, включая и границу (в стратиграфическом смысле) между горизонтами. Такова метахронность границ климатических ритмов и эрозионных циклов. Конкретное выражение метахронности, по-видимому, меняется от ритма к ритму внутри криоксеротичекой стадии в зависимости от конкретных ландшафтно-климатических условий, свойственных каждому ритму.
Если обратиться к дочетвертичному времени с позиции понимания роли климата в эрозионном
процессе, то можно сделать вывод, что длительность эрозионных циклов была существенно большей,
периоды седиментации аллювия весьма превышали фазу врезания. А это, по крайней мере, в равнинных условиях, играло важную выравнивающую роль при формировании аллювиальных равнин. В
горах же внесло свой вклад в значительность ширины долин на верхних гипсометрических уровнях.
Литература
1. Макарова Н.В., Суханова Т.В., Акинин Б.Е. Хронология и положение аллювия в цикловых врезах горных
и равнинных рек // Актуальные проблемы палеогеографии и стратиграфии плейстоцена. – М., 2010. – С. 50-52.
2. Постоленко Г.А. Пространственное положение, генезис и возраст переуглублений в современных речных долинах Верхнее-Колымского нагорья // Возраст и генезис переуглублений на шельфах и история речных
долин. – М., 1981. – С. 166-172.
3. Постоленко Г.А. Две категории морфоседиментационной деятельности русловых потоков. Взаимодействие и результаты // Известия РАН. Сер. географ. – 2007. – №3. – С. 41-48.
4. Гричук М.П., Постоленко Г.А. Врез рек, накопление и фациальный состав аллювия в связи с ритмичными изменениями климата в позднем кайнозое // Изв.ВГО. – 1982. – Т. 114, вып. 3. – С. 215-220.
5. Постоленко Г.А. Палеогеографические и геоморфологические критерии стратиграфического расчленения четвертичного аллювия // Бюлл. комис. по изуч. четвертичного периода. – 1990. – № 59. – С. 39-47.
6. Маккавеев Н.И., Чалов Р.С. Некоторые особенности дна долин больших рек, связанные с периодическими изменениями нормы стока // Русловые процессы. – М.: МГУ, 1986. – С.160-170.
7. Власов М. Морфодинамика русел рек центра Русской равнины в голоцене // Автореф. дис. … канд.
геогр. наук. – М.: МГУ, 2005.
8. Huisink M. Changing river styles in response to climate change // Vrije Universiteit. – Amsterdam, 1998. –
127 p.
9. Гричук М.П. Основные черты изменения растительного покрова Сибири в течение четвертичного периода // Палеогеография четвертичного периода СССР. – М., 1961. – С. 189-206.
10. Никифорова К.В., Алексеев М.Н., Иванова И.К., Кинд Н.В. Климатостратиграфия и хронология четвертичного периода. Корреляция отложений, событий и процессов антропогена. – Кишинев, 1986. – С. 48-50.
ОСОБЕННОСТИ ДИНАМИКИ ЭКЗОГЕННОГО РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ
Соколова Н.В.
Институт проблем нефти и газа РАН, г. Москва, sona@ipng.ru
Анализ пространственной структуры экзогенных процессов показывает сложность их связей и
взаимодействий. Как известно, при описании любого процесса следует помнить, что каждый из них
тесно связан с другими в их общей системе [1].
В работе Л.Н. Ивановского [2] введено понятие о конструктивном парагенезисе, создающем
условия для взаимодействия экзогенных процессов на противоположных склонах долины, днище которой погребено отложениями, снесенными одновременно с этих склонов. Парагенез и парагенезис
образуют в этом случае динамическое единство.
Л.Н. Ивановский отмечал, что при изучении функционирования современных экзогенных процессов в их единстве с соответствующими склонами форм рельефа также нужно определить понятия
парагенеза и парагенезиса как сочетание цепочек экзогенных процессов, взаимодействующих с соседними цепочками на склонах, но независимых друг от друга. В геоморфологии нужно иметь два
понятия – парагенез (формы рельефа, расположенные рядом и пересекающиеся), и парагенезисы (де-
44
структивный и конструктивный), которые представлены экзогенными процессами, развивающими
формы путем движения вещества. Эффект развития рядом расположенных форм рельефа, их образования и разрушения возможен благодаря экзогенным процессам, связанным друг с другом и взаимодействующим между собой в перемещении вещества. Только в этом случае может иметь место ускоренное экзогенное преобразование рельефа, например, гор. Исследования деструктивного (противоположных склонов хребта, образующих водораздельный гребень) и конструктивного парагенезов показали, что современные тектонические поднятия, например в горах Алтая, с одной стороны, усиливают снижение острогребневых водоразделов, а с другой, – способствуют интенсивному засыпанию
днищ долин по всему вертикальному профилю горной страны. Таким образом, конструктивный и деструктивный парагенезисы создают наиболее благоприятные условия для трансформации структуры
экзогенных процессов любого пространственного уровня [2].
При определении времени действия экзогенного процесса нужно иметь в виду два возрастных
рубежа: нижний, отвечающий времени возникновения экзогенного процесса, и верхний, который наблюдается в настоящее время [1].
Гравитационно-склоновые процессы не могут полностью относиться только к результатам выветривания и гравитации, но они могут быть следствием сейсмических толчков, возможно и небольшой силы, действия глубинных разломов. Экзогенные процессы перестраивают неровности рельефа
литосферы, созданные эндогенными силами, и образуют новые формы. При создании любой экзогенной формы принимают участие многие процессы. Однако среди них всегда выделяется один, который создает условия для возникновения других процессов.
В условиях действия многочисленных факторов наблюдается сложная картина врезания рек,
которое прерывается аккумуляцией, формируются элементы рельефа, обусловленные региональными
поднятиями и опусканиями. Фиксируется четкая приуроченность активных процессов к конкретным
склонам [1, 3].
Дело будущего – определять по пространственным переходам ведущих экзогенных процессов
границу двух их структур одного и того же таксономического уровня на основании анализа разного
вида сукцессий процессов. Сукцессии экзогенных процессов представляют составную часть парагенезиса процессов, без которых не был бы возможен снос продуктов выветривания. Движение вещества по склонам может быть значительно сложнее, и сукцессии могут происходить путем не только
плавного перехода одного процесса в другой, но и скачкообразно, что обусловливает особенности
формирования у подножия склонов аккумулятивных форм рельефа. Локальные сукцессии зависят от
локальной причины. При исследованиях непрерывного процесса движения литодинамического потока может прослеживаться последовательная смена аккумуляции донным размывом в результате тектонических колебательных движений [2].
Противоположные процессы аккумуляции и денудации воздействуют на литодинамический
поток (ослабляя или усиливая его). Кроме того, данные процессы могут обусловливаться эндогенными процессами, в частности вертикальными и горизонтальными перемещениями масс вещества внутри Земли. Актуальна проблема выявления данных масс разного ранга, развивающихся в диаметрально противоположных режимах.
При переформировании отдельных элементов рельефа аккумулятивные формы сменяются денудационными и наоборот.
В общем плане известно, что изменения горного и равнинного рельефа, восходящие и нисходящие вертикальные, а также зависимые латеральные движения вещества тесно связаны с зонами
разрядки напряжений (ЗРН) – действующими и потенциальными трещинами разного ранга и разной
глубины проникновения.
Подобные трещины в пространстве всегда выражены не одиночно, а «крестом» (при этом одна
из них – главная, вторая – второстепенная).
Как показали исследования, на земной поверхности функционируют системы ортогональных
транзитных потоков и противоположных им притоков. При этом существует два вида связи противоположных потоков: через единый транзитный принимающий поток и через общий только для двух
противоположных потоков локальный «водораздел».
Ортогональные системы транзитных потоков и их противоположных притоков развиваются в
ЗРН разного ранга по закону минимальных изменений. В данных ЗРН всегда функционирует связка
двух потоков: главного транзитного – подавляющего, и его антипода, обратного по направлению, –
подавляемого [4–5].
Транзитный поток и его противоположные притоки меняют ранг в зависимости от системы их
взаимосвязей. Они различаются по количественным параметрам движущейся массы вещества, его
45
составу. При этом всякий раз транзитные потоки размещаются в ЗРН более крупного ранга, чем притоки. В связи с этим выделяются динамические участки земной поверхности в границах ЗРН разного
ранга. В пределах таких участков развивается система ортогональных взаимосвязанных противоположных притоков к разным транзитным потокам одного ранга.
Параметры ЗРН, оконтуривающих динамические участки земной поверхности, меняются во
времени и в пространстве в зависимости от развития данного динамического участка (он поднимается, погружается или смещается в пространстве по латерали, при этом уменьшается (до останца), увеличивается, вращается и т.д.).
Между двумя смежными участками, к примеру А и Б, разделенными ЗРН, не может быть равновесия. Реализуется определенный вариант их взаимосвязи. Необходимо отметить принципиальные
различия двух вариантов взаимосвязи смежных динамических участков: позиция, когда участок А
поднимается относительно участка Б, не равна позиции, когда участок Б опускается относительно
участка А. Хотя при использовании инструментальных методов, в частности геодезических, и в том,
и в другом случае будет наблюдаться увеличение превышения между участками. Однако в геоморфологическом плане дешифровочные признаки проявления этих процессов подъема и погружения, а
также взаимосвязанных с ними процессов усиления сноса и усиления накопления земного вещества –
разные.
Противоположные процессы подъема и погружения имеют свои особенности, зависящие от
множества факторов.
Известно, что развитие процессов сноса и накопления на противоположных склонах идет поразному. На одном склоне усиливаются процессы сноса, на другом – усиливаются процессы аккумуляции вещества,
Как правило, в ЗРН (областях границы между участками) развиваются реки, принимающие водотоки. В первом варианте, когда участок А поднимается относительно Б, усиливаются процессы
сноса вещества на участке А в направлении к Б, увеличивается активность водотоков. В пределах
участка Б (на противоположном склоне) усиливаются процессы аккумуляции. Четко дешифрируется
определенное направление смещения русла реки (в первом варианте – сначала в сторону участка Б до
определенного предела).
В первом случае, когда А поднимается относительно Б и другого смежного участка, могут
иметь место разные по интенсивности процессы локального подъема масс вещества с глубины.
В случае локального подъема вещества в центральной части поднимающегося участка может
сформироваться горный массив, в пределах которого обязательно дешифрируется обновляющаяся
материнская трещина. Она несколько затушевывается, если образуется целый массив с цепочками
гор. Как правило, данный массив бывает окружен ложбинами (ЗРН с потенциальными трещинами), в
которых функционируют потоки вещества и которые являются границами данного воздымающегося
участка. В начале процесса подъема идет увеличение, расширение площади воздымающегося участка, границы данного динамического участка смещаются в стороны от массива, от материнской трещины. То есть, участок воздымания захватывает все новые соседние площади. В его пределах усиливаются процессы сноса вещества, расширяется приточная сеть. Со временем идет закономерное
уменьшение воздымающейся массы глубинного вещества, обе параллельные границы динамического
участка воздымания начинают смещаться в сторону материнской трещины. В экстремальном случае
в итоге могут наблюдаться вулканические проявления или образуются горные останцы – минимальные реликты прошедшего процесса, в данном случае – воздымания. (Очень характерные останцы
данного типа наблюдаются в пределах Центрального Массива во Франции.) Если далее процесс поднятия вновь активизируется и увеличится воздымающаяся масса вещества, то границы поднимающегося участка опять начнут расходиться, а сам участок А увеличится по площади. После формирования останца всегда одна из противоположностей несколько сильнее, и она будет диктовать кардинальное изменение направления смещения второй границы воздымающегося участка. В итоге на земной поверхности может фиксироваться момент «бегущей волны», когда подъем местности сменяется
во времени опусканием и наоборот.
Во втором варианте, когда участок Б опускается относительно А, ситуация иная. Разделяющая
участки граница сначала смещается, так же как и в первом случае, в пределы участка Б. Однако при
этом формируется система параллельных проток – следов функционирования бывшей границы между участками. Данные протоки образуются из-за того, что разные части русла реки по-разному смещаются в сторону погружающегося участка. В природе нет идеально спрямленных речных русел, все
они в разной степени меандрируют (в том числе и из-за латеральных смещений вещества в направлении транзитного потока). У одних частей русла определенный тренд смещения совпадает, у других
46
частей – нет. Поэтому формируются дополнительные трещины (параллельные границе динамических
участков), которые используются рекой при переходе на новый уровень смещающейся границы. В
рассматриваемом случае, в отличие от первого варианта, из-за формирования параллельных проток
не будут усиливаться процессы сноса на участке А в направлении к участку Б.
Во втором случае, когда Б опускается относительно А и другого смежного участка, развиваются процессы проседания (провалы) части вещества земной поверхности, которая уходит на глубину.
При этом меняется субординация участков, две параллельные противоположные границы погружающегося участка Б в начале действия данных процессов будут смещаться навстречу друг другу (то
есть участок Б уменьшается в этом измерении). В пределах участка Б могут наблюдаться останцы –
минимальные реликты, после формирования которых изменяется ход процесса погружения. Эти останцы размещаются в локальных понижениях на суше или на дне водоема, могут быть окружены водой. При дальнейшем усилении процесса погружения увеличивается площадь погружающегося участка за счет развития более сильного (из двух) противоположного потока, который будет диктовать
направление смещения второй границы погружающейся территории до определенных пределов.
Признаки таких разновременных процессов погружения местности выявляются, например, в пределах Югано-Балыкско-Салымского междуречья в Западной Сибири.
Таким образом, процессы подъема и опускания развиваются ритмически, от минимума до максимума и наоборот. При этом ритмы у данных противоположных процессов разные во времени и в
пространстве и зависят от пределов конкретных взаимосвязей транзитных потоков и противоположных ортогональных им притоков. Одновременно, процесс постоянного обновления, асимметричного
расхождения трещин в ортогональных ЗРН, латеральные смещения слоев вещества в направлении
транзитного потока могут наложить свой отпечаток на ход событий.
Рассматривая динамические участки определенного ранга, необходимо иметь в виду, что они
развиваются в трех измерениях и имеют характерное внутреннее строение. Поэтому, зная их ход развития, изменения в пространстве, можно прогнозировать изменения и внутреннего строения.
Изучение динамики экзогенных процессов позволяет выявить особенности эндогенных процессов, формирования разного ранга областей подъема и погружения и латерального их перемещения во
времени и в пространстве.
Литература
1. Ивановский Л.Н. Экзогенная литодинамика горных стран. – Новосибирск: Наука, 1993. – 160 с.
2. Ивановский Л.Н. Парагенез и парагенезис горного рельефа юга Сибири. – Иркутск: Изд-во Ин-та
географии СО РАН, 2001. – 142 с.
3. Ивановский Л.Н. формы ледникового рельефа и их палеогеографическое значение на Алтае. – Л.:
Наука, 1967. – 263 с.
4. Орлов В.И. Динамическая география. – М.: Научный мир, 2006. – 594 с.
5. Соколова Н.В. О необходимости создания ранговой трехмерной геолого-динамической модели залежи УВ // Современная геодинамика недр и эколого-промышленная безопасность объектов нефтегазового комплекса: Материалы Междунар. конф. – М., 2009. – С. 160–163.
КОНВЕРГЕНЦИЯ КАК ФУНДАМЕНТАЛЬНОЕ СВОЙСТВО
РЕЛЬЕФА ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ
Уфимцев Г.Ф.
Институт земной коры СО РАН, г. Иркутск, ufim@crust.irk.ru
О существовании конвергентных форм рельефа – морфологически одинаковых, но различного
происхождения – мы знаем давно, уже более 100 лет. Мы часто о них говорим или упоминаем, и самое явление геоморфологической конвергенции, равно как и обозначающее его понятие, в общем-то,
остаются чаще всего вне внимания геоморфологов. В какой мере геоморфологическая конвергенция
проявлена в структуре рельефа земной поверхности? Ясно здесь одно: если не учитывать наличия
конвергентных форм рельефа, то наши построения будут украшены геоморфологическими обманками. Например, если все склоны в таёжной зоне считать делювиальными… Видимо, за редким учётом
явления геоморфологической конвергенции скрывается своеобразное «неудобство» этого понятия, и
в чём оно заключается?
47
Ранее мы провели первый анализ понятия о геоморфологической конвергенции, с, что называется, «яркими» её примерами. Но в действительности явление конвергенции в структуре рельефа
земной поверхности распространено очень широко, и можно даже говорить о том, что оно всепроникающее. Возьмём для примера поясность рельефа – днища долин и котловин с субпоясом наклонных
подгорных равнин, склоновый пояс и вершинный пояс рельефа – и посмотрим, насколько в них распространены конвергентные формы рельефа. В днищах межгорных или предгорных впадин мы увидим сразу морфологическую однородность и многообразие генетических типов равнин. В днищах
долин составляющие их речные террасы могут быть цикловыми или террасами врезания, аккумулятивными, цокольными или эрозионными. Подгорные равнины при всём их морфологическом единообразии могут быть педиментами или гласисами, террасоувалами, поверхностями делювиальных,
пролювиальных или солифлюкционных шлейфов и т.д. В ряду предгорных пологонаклонных равнин
имеются и тектонически деформированные формы типа пьедесталов или монгольских бэлей. Что касается склонов – это вообще мир геоморфологической конвергенции и морфологически близкие
склоны могут быть делювиальными, солюфлюкционными, дефлюкционными и т.д. Именно определения генезиса морфологически одинаковых склонов обычно представляет собой сложную часть региональных геоморфологических исследований. А в вершинном поясе гор мы можем встретиться с
реликтами древних поверхностей выравнивания, поверхностями альтипланации или платообразными
образованиями типа мез, фиксированных бронирующими устойчивыми к выветриванию пластами
или покровами эффузивов.
Уже этот простой обзор говорит о том, что геоморфологическая конвергенция проявлена столь
широко, что мы должны относить её к фундаментальным свойствам структуры рельефа земной поверхности. Она вездесуща и всепроникающая и соответствующее о ней научное понятие требует всестороннего анализа. Кроме того, мы должны в своей работе учитывать два обстоятельства. Первое:
именно распространение конвергентных форм рельефа отличает объект геоморфологии от таковых
других наук о Земле. Второе: неучёт широкого проявления конвергентных элементов структуры
рельефа земной поверхности приводит к тому, что в наших региональных разработках плодятся геоморфологические обманки. Если вы дефлюкционный склон «превращаете» в делювиальный, то последующие ваши построения переходят в разряд именно геоморфологических обманок: и для себя, и
для других.
Установление геоморфологической конвергенции при региональных исследованиях представляет собой достаточно сложную и, главное, ответственную задачу. Здесь существуют два основных
пути её решения. Первый – это детальные наблюдения особенностей микрорельефа и земной поверхности, например, состояния или наличия деформаций корневой или комлевой частей стволов деревьев. Наличие полосчатости в структуре растительного покрова может говорить о литодинамических
потоках, например, солифлюкционных потоков на поверхностях долинных педиментов. Второй путь
– это анализ коррелятных отложений и образований, кор выветривания или остаточных продуктов, в
особенности. В общих этих случаях, мы переходим от изучения собственно рельефа земной поверхности к анализу физической земной поверхности как переходного слоя между литосферой и подвижными геосферами, включающего в себя уже несколько рельефов (собственно дневной поверхности,
фронта выветривания и подошвы рыхлых отложений и прочее), почвенно-растительный слой и рыхлые отложения и образования.
При анализе понятия о геоморфологической конвергенции одним из важнейших вопросов является, видимо, следующий: в какой мере общенаучные понятия о конвергенции и гомологии преломляются в понятийно-терминологической системе науки о рельефе земной поверхности.
СОВРЕМЕННЫЕ ЗАДАЧИ ЛАНДШАФТНОЙ ГЕОМОРФОЛОГИИ
КАК НАУКИ О ПРИЧИНАХ И СЛЕДСТВИЯХ ПРОСТРАНСТВЕННОЙ
ДИФФЕРЕНЦИАЦИИ ТЕРРИТОРИИ
Черкашин А.К.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, cherk@mail.icc.ru
Закономерная связь изменчивости рельефа и формирования географической неоднородности
территории учитывается при разработке методов диагностики и типизации ландшафтных структур,
индикации компонентных свойств, прогнозирования природных процессов, особенно в научном на-
48
правлении, названном морфологией ландшафта (по Н.А. Солнцеву), основная задача которого – изучение пространственной структуры ландшафтов с выделением его частей (местностей, урочищ, фаций). Математическая морфология ландшафтов (по А.С. Викторову) количественно исследует пространственные мозаики территориальных комплексов. В ландшафтной экологии в рамках специального хорологического направления сходными методами описываются распределенные структуры
эко- и геосистем разных морфогенетических и морфометрических классов различных иерархических
уровней [1,5]. Предметом исследования является ландшафтный рисунок, его геометрические, топологические и статистические свойства, обусловленные неоднородностью вещественного состава горных пород и рельефа подстилающих отложений – литогенной основой, которая в работах А.И. Аболина, Н.А. Солнцева, Ф.Н. Милькова и др. рассматривается в качестве ведущего компонента ландшафтообразования.
В структурно-динамическом учении о геосистемах В.Б. Сочавы критическим компонентом
считается биота как концентрированное выражение местных условий и определяющий фактор периодической изменчивости. Морфологическая составляющая рассматривается как одна из устойчивых характеристик фаций и типологических единиц более высокого порядка. Геоморфологический
анализ в геосистемном ландшафтоведении уходит на второй план, хотя опыт ландшафтного картографирования геосистем все равно основывается на первичном анализе рельефа и состава коренных
пород, поскольку более глубокое факторально-динамическое содержание требует детальных исследований. По этой причине необходимо аккуратно связывать факторы географического положения и
факторы географической среды, и по связям восстанавливать динамические режимы и эволюцию
ландшафтов покомпонентно и в целом. Абстрагированность от морфо-типологических представлений и выделение других критериев ландшафтной дифференциации, например факторности, изменчивости, устойчивости, чувствительности, совсем не означает исключение литогенной основы из пространственного анализа природных комплексов. Напротив, многие идеи геосистемного ландшафтоведения становятся понятны и полезны на фоне фундаментальных геоморфологических закономерностей.
Понятие «серийные геосистемы» пришло в географию из геоботаники и экологии, где описываются восстановительные сукцессии растительного покрова после катастрофических смен (извержений, рубок, пожаров и т.д.). Серийными считаются начальные и промежуточные стадии восстановления, а первичные или коренные стадии – это восстановленная растительность, максимально адаптированная к местным условиям. Аналогично коренная фация максимально соответствует зональной
норме, проявленной через особенности конкретного ландшафта. В зависимости от степени отклонения локальной фации от нормы под влиянием различных факторов местоположения, выделяются
мнимокоренные, полусерийные и серийные фации. При этом предполагается, что всякая серийная
фация в процессе ландшафтной эволюции может стать коренной при снятии естественных и антропогенных видоизменяющих воздействий или при искусственном выполаживании рельефа (террасировании).
Механизм эволюционного процесса связан с выравниванием условий формирования фаций, что
напрямую зависит от геоморфологических изменений в рельефе и почвенном покрове. Коренные фации появляются на выположенных приводораздельных участках местности с развитым почвенным
профилем, т.е. там, где влияние факторов окружения минимизировано и процессы сбалансированны
по показателям поступления и оттока вещества. По этой причине снятие серийности эквивалентно
высотному выравниванию территории, ее пенепленизации.
Механизм дифференциации и выравнивания в общих чертах прописан в эволюционной концепции географических (геоморфологических) циклов В. Дэвиса [3]. Это цикл развития рельефа суши, выраженный в последовательной смене стадий «юности», «зрелости» и «старости» рельефа. На
стадии «юности» под влиянием тектонических поднятий возникает горный рельеф, расчленяющийся
в результате эрозии. На стадии «зрелости» эрозия и денудация расширяют долины, выполаживают и
округляют склоны и водоразделы. На стадии «старости» денудация выравнивает рельеф до состояния
пенеплена, чем завершается цикл. Новые тектонические поднятия дают начало новому циклу. Циклы
типизируются по климату и ведущему фактору денудации. Развитие такой модели, в том числе учет
постоянства действия эндогенных и экзогенных факторов, не только тектонического поднятия, но и
опускания, приводит к универсальной схеме ландшафтообразования. В результате этих процессов в
ландшафте отражаются направленность тектонических движений, геологическое, геоморфологическое и тектоническое строение территории, сочетание различных форм рельефа, отличие по морфометрии, генезису и возрасту осадков, разнообразие текущего климатического и факторного влияния и
видового состава биоты.
49
«Старость» рельефа соответствует коренным, «зрелость» – мнимокоренным, а «юность» – серийным геосистемам. Эта триада В. Дэвиса косвенно повторена в ландшафтно-динамической типологии и имеет методологическое значение для развертывания многоуровневой классификации географических систем [2]. Структурное поднятие коренной равниной территории, где прослеживаются
зональные закономерности, в результате деформации рельефа приводит к ландшафтному разнообразию фаций разной степени серийности, объединенных вокруг инварианта – фации зонального типа.
Множество вариантов фаций, связанных с зональным инвариантом, формируют эписистему (эпифацию) типа природной среды, например, таежный тип природной среды (тип ландшафтов). Понимание
такого процесса определяет методику систематизации фаций конкретного ландшафта. Для этого на
выположенных участках местности выделяются геосистемы, приближенные к коренным, по отношению к которым выстраиваются факторально-динамические ряды остальных фаций на склонах и в долинах. Факторальное здесь отражает влияние локальных видоизменяющих серийных факторов на
коренные геосистемы, а динамическое соответствует обратной тенденции превращения со временем
фаций разной серийности в коренные геосистемы. Фации, сопряженные с коренной фацией ландшафта, объединяются в эпифацию геома.
Динамичность (изменчивость) также характеризует амплитуду суточных и сезонных колебаний
факторов и обусловленных ими свойств. В таком смысле зональные геосистемы умеренного пояса
являются серийными по отношению к коренной тропической зоне, что подчеркивает сквозной характер инвариант-вариантной схемы иерархической классификации геосистем.
Тесная взаимосвязь представлений об эволюции рельефа с соотношением типов природной
среды и природных зон ставит и заставляет решать проблему соответствия геомеров и геохор высокого ранга в двухрядной классификации геосистем В.Б. Сочавы. В этой схеме природные зоны относятся к ряду геохор и являются единицами районирования, хотя они обладают всеми признаками типологической единицы (разорванный ареал, гомогенное строение, разновидность географической
среды). Генетическая связь природной зоны с геомерами типа природной среды обостряет это противоречие. Положение природных зон в ряду геохор усложняет логическую структуру классификации,
заставляет выделять дополнительные ветви по критериям зональных и азональных признаков.
Природную зону следует рассматривать в одном контексте с типом природной среды, в котором коренные фации природной зоны составляют подмножество – ядро множества фаций типа природной среды (эпифации). В целом природную зону, подзону и физико-географический пояс необходимо отнести к ряду геомеров, а их места в ряду геохор занять соответствующими накрывающими
хорологическими конфигурациями.
В таблице для обсуждения с учетом сделанных замечаний приведен первый вариант упростившейся схемы двухрядной классификации. В ней на каждом уровне находится геомер и геохора с коррелирующими свойствами, подчеркивающими факт, что геомер соответствует минимальной геохоре
того иерархического уровня, в границах которой режимные свойства этого геомера впервые проявляются в полном объеме.
Таблица
Вариант двухрядной классификация геосистем
Ряд геомеров
Земной тип географической среды,
класс типов среды
Географический пояс,
группа типов среды
Тип природной среды,
природная зона
Порядок
размерности
Географическая оболочка
Планетарный
Физико-географическая область
Региональный
Локальный
Биогеоценозы
50
Континент
Субконтинент
Класс геомов
Группа геомов
Геом
Класс фаций
Группа фаций
Фация
Ряд геохор
Провинция
Ландшафт
Урочище
Подурочище
Элементарный гетерогенный
ареал, элементарная геохора
В этой схеме, как принято в сибирской ландшафтной школе, в основании рядов геомеров и геохор лежат биогеоценозы, в пространстве и во времени раскрывающие содержание элементарного гомера (фации) и элементарной геохоры (локального геокомплекса). На самом верхнем, глобальном
уровне геохоры и геомеры, напротив, не отождествляются, поскольку ряд геомеров приводит к
обобщенной типологической единице – земному типу географической среды, а по ряду геохор ему
соответствует территориальная система – географическая оболочка. В схеме на каждом уровне выделяются три подуровня, в ряду геомеров соответствующие типу (виду) элементарной геомеры этого
уровня (фация, геом, тип природной среды), объединенных в группы и классы. Геом определенно
отнесен к геосистемам регионального уровня. Всего прослеживается 10 масштабных порядков геосистем. При необходимости можно выделить дополнительные таксономические категории (подтипы,
подклассы, подгруппы). Таксономические единицы, в частности класс геомов, хорошо коррелируют с
геохорами, в данном случае ландшафтной областью, что получает отражение в регионализации классификации геомеров, например, выделяются класс горно-таежных байкало-джугджурских геомов и
класс горно-таежных южно-сибирских геомов.
Подобная вертикальная иерархия содержит дополнительные последовательности, отражающие
динамику и эволюцию геосистем. Во-первых, это выражается в нисходящей связи коренных фаций
природной зоны с производными фациями индивидуального ландшафта, что определяется его факторной и пространственной дифференциацией на неоднородной в геоморфологическом отношении
территории. Это находит отражение в динамической классификации геосистем. Во-вторых, в эволюционном географическом цикле В.М. Дэвиса любая локальная горная фация со временем может превратиться в фацию зонального типа, распространенную на обширных равнинных пространствах. В
итоге двухрядная иерархия раскрывает свойства геосистем по нескольким направлениям: хорологическому, типологическому, функциональному, классификационному, динамическому и эволюционному.
Помимо учета влияния геоморфологических процессов на формирование ландшафтов важный
аспект изучения неоднородности территории – исследование обратного влияния всех уровней современных ландшафтов на эти процессы. Соответствующие задачи наглядно сформулированы во французской климатической (ландшафтной) геоморфологии (Ж. Дреш, Ж. Трикар, А. Кайе), принимающей во внимание конкретную физико-географическую обстановку развития рельефа. Это, прежде
всего, получило отражение в концепции зональности экзогенных геоморфологических процессов и
форм рельефа. Прослеживается связь генетических типов геоморфологических процессов с ландшафтными типами на уровне геомов и групп геомов, что, с одной стороны определяет направленность и интенсивность криогенного, ледникового, эолового, карстового и биогенного морфолитогенеза, а с другой, – особенности создания ландшафтной мозаики.
Перечисленные закономерности относятся к предмету ландшафтной геоморфологии, которая
наряду с другими специализированными ландшафтными науками (ландшафтной экологией, гидрологией, эстетикой, архитектурой) изучают роль отдельных компонентов и свойств в формировании
ландшафтов, их проявление в ландшафтных структурах и функциях, влияние ландшафтной неоднородности на интенсивность и направленность частных процессов. Геоморфология относится к числу
отраслевых наук географии и геологии, а ландшафтная геоморфология – это специальное направление ландшафтной науки, изучающей законы комплексообразования и комплексопроявления. По аналогии с определением ландшафтной экологии Р. Формана [4], ландшафтная геоморфология посвящена изучению причин и следствий пространственной разнородности. Подобны и основные темы исследований – соотношения между пространственными структурами и природными процессами,
влияние изменения климата и хозяйственной деятельности человека на геосистемы.
Имеется большое количество публикаций по данной тематике, но как самостоятельное научное
направление ландшафтная геоморфология в составе общего ландшафтоведения не сформировалась.
Есть существенные различия в особенностях геоморфологического и ландшафтного мышления, имеется разница в терминологии и методах интерпретации явлений. В целом отсутствует взаимопонимание геоморфологов и ландшафтоведов, что явно обусловлено положением геоморфологии на стыке
геологии и географии, причем с явным уклоном в сторону геологической науки даже в географической научной среде. Положение частично исправляет геоэкологическое направление в геологии, где
ландшафтная геоморфология должна обеспечивать переход к геосистемной теории – концептуальной
основе геоэкологических исследований и картографирования.
Существует несколько основных тем ландшафтной геоморфологии, связанных с раскрытием
содержания ландшафтных процессов через геоморфологическую форму явлений. Это, прежде всего,
описание механизмов перестройки ландшафтной структуры, выделение объективных критериев про-
51
странственной однородности, формулировка законов образования геоморфологических полей – эпигенетического ландшафта, ландшафтной обусловленности текущих изменений на сформировавшейся
литогенной основе (эффектов самоорганизации). При решении задач в соответствующей постановке
привлекаются материалы стационарных исследований и данные дистанционного зондирования, обрабатываемые независимыми от постановки средствами математических технологий.
Литература
1. Виноградов Б.В. Основы ландшафтной экологии. – М.: ГЕОС, 1998. – 418 c.
2. Черкашин А.К. (ред.) Ландшафтно-интерпретационное картографирование. – Новосибирск: Наука,
2005. – 424 с.
3. Bradshaw M. Process, time and the physical landscape: geomorphology today // Geography. – 1982. – Vol.
67, № 294. – P. 15 – 28.
4. Forman R.T.T. Landscape mosaics: the ecology of landscapes and regions. – Cambridge: Cambridge University Press, 1995. – 632 p.
5. Тurner M.G. and R.H. Gardner (eds.). Quantitative methods in landscape ecology. – New York, SpringerVerlag, 1991.
ПРОБЛЕМА ПРОИСХОЖДЕНИЯ ОСТРОВНЫХ ГОР
Чичагов В.П.
Институт географии РАН, г. Москва, chichagov@mail.ru
На протяжении многих лет мне посчастливилось общаться с Львом Николаевичем Ивановским
– выдающимся российским геоморфологом XX в. яркой творческой личностью, истинно русским,
сибирским ученым. В процессе незабываемых бесед с ним обсуждался широкий круг вопросов современной геоморфологии, гляциальной геоморфологии, которую он успешно развивал всю свою
жизнь и, в частности, особенности оледенения гор, интересовавшей меня аридной зоны. Л.Н. Ивановскому были интересны результаты современных исследований покрытых ледниками крупных обособленных поднятий Арарат, Эрджияс, Демавенд, Ливан, Высокий Атлас и Килиманджаро. Он считал их информативными в пелеогляциологическом и палеогеографическом отношениях. Предположения Льва Николаевича подтвердились результатами изучения оледенения Килиманджаро – наиболее репрезентативного обособленного поднятия в пределах обширных сезонно-засушливых равнин
Африки [1]. Выяснилось, что в ледниковой шапке вулкана содержится информация о трех резких
климатических изменениях в этом регионе: ~8.3 л.н. (похолодание), 6.0-5.2 л.н. (похолодание и «второй влажный период» в Африке) и 4 тыс. л.н. (аридизация). Эти события сопровождались значительными изменениями ледниковых полей Килиманджаро, водности озер и могли служить причиной деградации некоторых цивилизаций древности.
Приведенные данные были весьма интересны в рамках разрабатываемой мной аридной геоморфологии и, в частности, для решения ряда вопросов происхождения и генезиса изолированных
горных массивов и в их числе островных гор. Эти разнообразные, внешне сходные, но генетически
разные, специфичные формы рельефа пользуются широким распространением на Земле и характеризуются поразительным многообразием. Эти вопросы подробно рассмотрены в замечательной монографии «Горы Земли» Г.Ф. Уфимцева [5]. В аридном климате нередко формируются ландшафты островных гор [2]. Они наблюдались замечательными русскими исследователями Центральной Азии во
главе с Н.М. Пржевальским, изучались многими зарубежными учеными, из представлений которых
мне ближе взгляды С. Пассарге, В. Борнхардта, В.М. Дэвиса, В. Пенка и А. Болига. Объем понятия
«островная гора» расплывчат. В первичном понимании – это невысокая, сформированная в пределах
обширной окружающей ее аридной равнины – пенеплена в понимании В.М. Дэвиса, в условиях нисходящего развития рельефа, более или менее симметричная форма денудационного происхождения.
Относительно размеров островных гор нет полного единства взглядов. Разве высокий изолированный
Килиманджаро, возвышающийся над бескрайне африканской равниной, не является островной горой? А останец среди скальной равнины? Монаднок? Могота? Вообще говоря, и крупный вулкан, и
останец могут считаться крайними членами обширного ряда островных гор, но предпочтение следует
отдать денудационной линии эволюции, в данном случае останцу, а не вулкану. И вряд ли нужно так
расширять это понятие и его сужать, ограничивая только останцами [4]?
52
Термин «останец» – Restberg – был введен в 1911 г. А. Зупаном, но позже он использовал термин Rumpfrestberge – «остаточные горы-останцы» [2, с. 343]. Эти исходные представления позволяют
сузить объем рассматриваемого понятия и ограничить его рамками генетического ряда: останец –
холм – низкая гора, каждая форма которого формируется на аридной равнине по деструктивному пути – разрушения и снижения. Это позволит избежать отнесения «островной горы» к терминам широкого пользования, но не может, разумеется, устранить дискуссионность вопросов морфологии, генезиса, региональных различий и эволюции этих форм.
Результаты геоморфологических исследования засушливых равнин афро-азиатского аридного
пояса [9] приводят к выводу о чрезвычайно разнообразном генезисе островных гор денудационного
происхождения, сформированных в пределах степных, полупустынных и пустынных равнин.
По полученным нами данным наибольшее разнообразие этих форм встречается не в экстрааридных равнинах Африки, Среднего Востока и Центральной Азии, а в пределах впервые описанных
В.А. Обручевым [3] и изученных нами аридных полупустынных и семиаридных степных равнин Восточной Монголии [6-8]. Среди многообразия островных гор здесь наиболее распространены четыре
группы: останцы, структурные, эрозионные и откопанные горы. Приведем наиболее репрезентативные примеры.
Останцовый рельеф может быть подразделен на два класса. Одни, более молодые останцы и
островные горы произошли из исходных подгорных и цокольных речных равнин, имеют смешанное
эрозионно-дефляционное происхождение; другие – более древние, расположены на плоских денудационных водораздельных равнинах и имеют денудационное происхождение.
Останцы первого типа не потеряли связь с исходными равнинами. Их морфология связана с погребенным рельефом скального цоколя и во многих случаях определяется его петрографическим составом: останцы эффузивов разбросаны хаотично, их морфология произвольна. Останцы интрузивных пород имеют форму вертикальных башен, нередко приурочены к бортам балок, врезанных в наклонную подгорную поверхность. Высота останцов здесь увеличивается от 2-3 до 15-20 м вниз по
течению, а их поверхность фиксирует наклонный уровень исходной наклонной равнины. Водораздельные останцы имеют высоты от 20 до 35 м холмообразную форму независимо от состава слагающих их пород. Особый тип представляют останцы в виде холмов и коротких гряд из крупнокристаллических пегматитов, испытавших длительное глубокое выветривание, сильно трещиноватых, изобилующих пустотами, нередко продутыми ветрами насквозь. Интересно отметить, что такие «останцыскелеты» весьма устойчивы к разрушению ливнями, ветрами и снежными буранами; они могут в условиях континентального климата сохраняться очень долго.
Островные горы первого типа – это вырезанные эрозией и дефляцией, пространственно обособленные от исходной равнины и потерявшие с ней связь горы с высотами до 200-300 м и склонами
крутизной 3-20˚. Они обладают поразительно большой геоморфологической информативностью:
включают фрагменты селеподобных и песчаных потоков (иногда с погребенными почвами), небольшие осыпи и отседания, следы палеосейсмодислокаций. Возраст этих гор – средний и верхний плейстоцен, т.е. образовались они в геологическом масштабе времени быстро.
Ко второму типу относятся структурные, сложенные скальными породами, разрозненные пьедестальные островные горы с высотами 200-700 м, крутизной склонов 5-12˚ и в отдельных случаях с
одной или двумя денудационными ступенями. Их вершинная поверхность обычно слегка выпуклая,
но иногда сохраняет следы полого вогнутых широких реликтовых ложбин или долинообразных понижений, Эти островные горы полностью утратили связь с исходным рельефом. В плане имеют округлую, элипсовидную, реже лопастную форму, созданную расчленением широкими балками с очень
пологими продольными профилями. Эти горы очень древние и, по видимому, являются свидетелями
заключительного этапа формирования Восточно-Монгольской молодой плиты в раннем кайнозое, т.е.
формировались они чрезвычайно долго.
Откопанные из-под мощного чехла позднемеловой-палеогеновой коры выветривания островные горы – борнхардты – с высотами до 100÷20 м. приурочены к понижениям в кровле крупных денудационных гранитных равнин, испытавших глубокое выветривание, вырезаны их них ливневыми
водами и испытали длительную и мощную дефляцию. Это крутосклонные, сильнотрещиноватые пирамиды неправильной формы, окаймленные округлыми понижениями. Также, как рассмотренные
выше останцы пегматитов, пронизаны сквозными ходами и отверстиями, также достигли предельной
стадии и весьма устойчивы к разрушениям экзогенными процессами. Отличительной чертой откопанных островных гор являются многочисленные тафони разной формы и размеров.
Материалы по морфологии и генезису рассмотренных островных гор и останцов вносят свой
вклад в решение важной геоморфологической проблемы – проблемы происхождения островных гор.
53
Литература
1. Михаленко В.Н. Глубинное строение ледников тропических и умеренных широт. – М.: ЛКИ, 2007. –
320 с.
2. Пенк В. Морфологический анализ. – М.: Географгиз, 1961. – 359 с.
3. Обручев В.А. Восточная Монголия. Географическое и геологическое описание. Ч. 1. – М.-Л.: Изд-во
АН СССР, 1947. – 351 с.
4. Тимофеев Д.А. Терминология денудации и склонов. Материалы по геоморфологической терминологии. – М.: Наука, 1978. – 241 с.
5. Уфимцев Г.Ф. Горы Земли. – М.: Научный мир, 2008. – 351 с.
6. Чичагов В.П. О роли дефляции в формировании рельефа островных гор Восточной Монголии // География и природные ресурсы. – 1993. – №3. – С.102-105.
7. Чичагов В.П. Деструктивный рельеф Гобийского пенеплена в Юго-Восточной Монголии // Геоморфология. – 1994. – № 4. – С. 94-110.
8. Чичагов В.П. Генетические и динамические особенности рельефа островных гор Восточной Монголии
// Геоморфология. – 1995. – № 4. – С. 92-106.
9. Чичагов В.П. Аридная геоморфология. Платформенные антропогенные равнины. – М.: Научный мир,
2010. – 520 с.
ПРОБЛЕМЫ И ВОЗМОЖНОСТИ АБСОЛЮТНОГО ДАТИРОВАНИЯ
ПЛЕЙСТОЦЕНОВЫХ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИХ ОБРАЗОВАНИЙ
Шейнкман В.С., Мельников В.П.
Институт криосферы Земли СО РАН, г. Тюмень, vlad.sheinkman@mail.ru
Геоморфологические процессы протекают во времени. Поэтому проблема абсолютного датирования геоморфологических образований стояла и стоит очень остро. Особенно в плане возрастной
диагностики комплексов плейстоцена, данные изучения которого служат основой для экстраполяции
тренда развития окружающей среды и выхода на прогностику событий. Таким образом, с одной стороны, данные абсолютного датирования крайне необходимы. С другой стороны – получить их сегодня, особенно в Сибири, где четвертичные комплексы зачастую представлены мерзлыми толщами,
трудно, а нередко и невозможно, поскольку методы, традиционно применяемые при абсолютном датировании образований квартера, имеют узкий диапазон охвата и в отношении временного интервала, и в отношении набора датируемых осадков. Для возрастной диагностики значительной части
форм рельефа и отложений они просто неприемлемы.
Принимая во внимание остроту проблемы, авторами был проведен анализ имеющихся и новых
методов датирования – его результаты и представлены в настоящей работе. Как наиболее приемлемый для внедрения в практику исследований был выбран метод термостимулированной люминесценции (ТЛ) нового поколения [7, 8]. Выбор опирался на многолетний опыт датирования различных
объектов в России и за рубежом [2, 5, 6], тем более что метод был адаптирован к сибирским условиям
[7, 8].
Приходится констатировать, что имеющиеся датировки по многим четвертичным геоморфологическим комплексам сегодня зачастую единичны и носят противоречивый характер, что во многих
случаях не позволяет судить об их достоверности, поскольку не дает возможности применять перекрестное датирование разными методами и статистический контроль. Проведенный анализ показал:
причин такого состояния несколько. Датирование горных пород подразумевает выделение в их развитии определенного физического процесса, в котором выявляется временная компонента и проводится ее анализ. Однако специалисты, непосредственно изучающие физику этого процесса, не всегда
учитывают особенности формирования исследуемых толщ, тогда как пользователи результатами датирования далеко не всегда вникают в хронометрические технологии, чтобы ввести необходимые поправки. Нередки и нарушения правил отбора и хранения образцов – еще одной причины противоречивости датировок.
Поэтому сначала внесем ясность в отношении возможностей и сути технологий датирования
вообще. В большинстве случаев в геохронометрии используют явление радиоактивности, и ее методы тогда объединяются в две группы технологий, кардинально отличных по принципу датирования и
правилам отбора и хранения образцов. Первая группа – радиометрические методы, использующие
радиоактивный распад нуклидов-таймеров в некой закрытой системе, когда соотношение образую-
54
щихся в результате радиоактивного распада дочерних и материнских элементов в образце показывает
время нахождения таймера в изучаемом объекте. Наиболее известен космогенный радионуклид 14С,
накапливаемый растениями и живыми организмами в процессе жизнедеятельности. После их отмирания распад этого радионуклида внутри них позволяет получать возраст пород, включающих захороненные органические остатки, в пределах до первых десятков тысяч лет. Весьма перспективна в
этом плане технология ускоренной массспектрометрии (УМС-AMS), которая позволяет определять
возраст содержащих 14С пород по крайне малому количеству органических остатков. Кроме того,
данная технология может использовать и другие космогенные радионуклиды. В частности, по накапливанию радионуклидов 10Ве/ 26Al в поверхностных слоях ряда содержащих кварц скальных пород
можно определять длительность экспонирования этих слоев космогенному облучению на открытом
пространстве, а отсюда – вычислять возраст события, в процессе которого они были обнажены. Например: время после выхода из-подо льда обнажающихся стенок трога или поверхностей вытаивающих валунов донной морены, причем в данном случае диапазон датирования на порядки шире, чем
при использовании 14С – свыше миллиона лет.
Нужно особо отметить, что при использовании радиометрических технологий процесс, в котором выделяется временная компонента, обладает большой степенью независимости, что обеспечивает высокую точность датировок и простоту отбора и хранения образцов – достаточно откопать и высушить захороненную органику или сделать скол с поверхности гранитного валуна, храня их затем
практически в любой таре. Но применение этих методов ограничено редкостью находок пригодных
таймеров, находящихся в необходимых условиях, и, главное, высокой трудоемкостью последующей
обработки образцов, поскольку тогда используется сложная и дорогая аппаратура, а отсюда и высокой стоимостью получаемых возрастных определений.
В такой ситуации постоянно велся поиск альтернативных методов, которые могли бы работать
с широко распространенными в природе таймерами и перекрывать возможности 14С-метода – наиболее используемого для возрастной диагностики плейстоценовых образований. Несмотря на достижения в приборостроении и познании физики, использующихся как временная компонента процессов,
результаты стали появляться, когда можно было задействовать технологии, в которых явление радиоактивности стало использоваться как бы наоборот, т.е. посредством не учета накапливания в породах
продуцируемых распадом радионуклидов новых элементов, а установления новых свойств, приобретаемых определенными минералами в результате поглощения ими радиации, образуемой радионуклидами. В основном создается она семейством элементов 40К, U и Th, в той или иной мере всегда содержащимися в исследуемых отложениях. Поскольку поглощается и затем анализируется определенная доза их излучения, отсюда название – дозиметрические методы.
У дозиметрических технологий много достоинств, но есть и сложности, которые порождаются
чуткостью процессов, отражающих временную компоненту, к изменениям внешней для минераловтаймеров среды и трудностью учета помех, обусловленных этими изменениями. Отсюда – необходимость строгого соблюдения правил отбора и хранения образцов. К сожалению, из-за невнимания и к
первому, и ко второму аспекту данных технологий исследователями было получено много явно неправдоподобных возрастных определений, что породило острые споры. Поэтому в процессе нашего
эксперимента проводился поиск путей, как, сохранив достоинства выбранного метода, избежать при
датировании четвертичных комплексов, негатива.
Прежде всего, для уверенной работы на объектах были выработаны необходимые правила пробоотбора и, во избежание появления случайных возрастных определений, был введен статистический
контроль получаемых датировок. Это потребовало внедрения серийного, а не применяемого обычно
единичного пробоотбора, что, в свою очередь, обусловило необходимость разработки оборудования,
способного быстро пропускать через себя большое количество образцов. В конце концов, в ходе проведенного эксперимента эти проблемы были решены.
ТЛ метод был выбран по ряду причин. Имея большой диапазон датирования – первые сотни
тысяч лет, он использует вездесущие таймеры-силикаты и позволяет при соблюдении правильного
режима датирования исследовать практически любые геоморфологические комплексы. Метод основан на свойстве определенных минералов быть дозиметрами – поглощать энергию имеющихся вокруг него слабых радиационных полей, и в то же время люминофорами – излучать при нагреве поглощенную энергию в виде света (люминесцировать) в режиме, пригодном для фиксирования ТЛ
сигнала. Определив его величину, активность внешнего радиационного поля и дозу радиации, поглощенную минералом-дозиметром, можно рассчитать (по кинетике процесса) время нахождения
такого таймера в породе. Но эта кажущаяся простота, недоучет специфики метода и нежелание отка-
55
заться от сформировавшихся на заре его создания стереотипов породили противоречия, поскольку не
соблюдались правила на основе выявленных позднее закономерностей. Их суть в следующем.
Во-первых, подлежат датированию только те отложения, когда есть уверенность в стабильности их радиационного поля. Измеряется его активность в исследуемых осадках сегодня – значит, пригодны только те из них, что не претерпели больших колебаний влажности, ибо облекающая песчинки
влага сама абсорбирует часть радиации. Во-вторых, отбор образцов и замер активности радиационного поля вокруг минерала-таймера должен проводиться на дне скважины, пробуренной со стороны
стенки обнажения (рис. 1) в центре блока ненарушенных пород (по трещинам могут мигрировать
подвижные радионуклиды). Радиус такого блока – не менее 1,2-1,5 м, ибо это длина трека гаммалучей – наиболее важного агента радиационного воздействия. Причем замер активности радиационного поля обязательно должен проводиться in situ, радиометром, а не путем расчета по нуклидам образца, ибо он облучается полем всего блока. Взять этот блок весь, как пробу, как и учесть разброс в
нем радионуклидов нереально. На заре метода допускался упрощенный пробоотбор – без замеров in
situ и на малой глубине [3]. Многие исследователи оперируют им по-прежнему, но наш эксперимент
показал, что погрешность датировок тогда достигает 50%. В-третьих, должна быть уверенность, что
перед захоронением минерал-таймер был обнулен – когда центры поглощения радиации (это ловушки свободных электронов, появляющихся под ее воздействием) в нем опустошаются. Это происходит
при нагреве таймера свыше 300°С (обжиг керамики и отложений при лесных пожарах и контакте с
лавой) и всестороннем облучении его песчинок ультрафиолетом – при переносе эола перед его отложением в лессах и экспонировании на солнце мелкозема при его перемыве в аллювии кос и дельт и
т.п. Отсюда еще одно правило: отбор и хранение образцов не должны проводиться на солнце и при
высокой температуре.
Рис. 1. Правильность отбора образцов.
Следует подчеркнуть: нельзя учесть все изъяны
абсорбции радиации минералом-таймером. Датировкивыбросы всегда реальны, и нивелировать их можно только
при переходе на серийный пробоотбор и контроль дат
статистически. Посредством традиционной процедуры ТЛ
анализа это делается редко[4] – она трудоемка. К тому же в
ней заложены просчеты [10]. Для датирования нужно
сравнение импульсов образцов: тестируемого, обнуленного и
поглотившего максимум радиации. Иметь первый просто – облучив тестируемый образец ультрафиолетом. Насыщение же его в традиционной процедуре проводилось ускоренно, в усиленных на
порядки полях. Наш эксперимент показал: такой процесс и природный, in situ, идущий в слабых полях тысячи лет, не адекватны, результаты исказятся кратно, и причина – выявленный экспериментально второй, а не первый (согласно которому традиционно производились расчеты) порядок кинетики ТЛ процесса (рис. 2). Кроме того, как индикатор возраста тогда использовалась высота пика ТЛ
импульса, хотя из-за отличных оптических свойств у разных кварцев это тоже порождает сбои в датировании [8, 9]. Но на западе, несмотря на эти данные, пошли, не меняя процедуры, путем усложнения аппаратуры и внесения с ее помощью корректив, что еще увеличило трудоемкость. В нашем случае было неприемлемо. От искусственного,
искажающего результаты и трудоемкого
облучения образцов было решено отказаться,
направив усилия на поиск альтернатив.
Рис. 2. Графики ТЛ импульсов по кварцу.
После раскрытия закономерностей второго порядка кинетики ТЛ процесса был определен более надежный критерий возраста – координаты, на графике ТЛ импульса, точки его пика (см. рис. 2).
Они обусловлены температурными, более стабильными свойствами минерала-таймера, но в принимаемой исходно модели ТЛ процесса, 1-го порядка кинетики, их просто не учитывали. Многократ-
56
ный повтор опытов [8, 9] убедительно показал, что такой подход был неверен. На рис. 1 четко видно,
что чем моложе образец, тем больше в сторону высоких температур сдвинут пик его выплеска, и
диапазон сдвигов превышает 100°С.
Главное, что новый критерий принципиально меняет подход к ТЛ датированию и не только
снимает вопрос о негативах прежних методик и делает его надежнее. Оно становится более доступным, так как переход на данный возрастной критерий на порядок снижает трудоемкость работ и повышает их производительность, позволяя проводить серийный пробоотбор и на его основе – статистический контроль. Добавим, что надежность нового подхода уже подтверждена путем проведения
сверки получаемых новым способом ТЛ возрастов и датирования, выполненного радиометрическими
методами [8, 9].
Подытоживая сказанное, отметим, что, несмотря на острую необходимость надежного датирования четвертичных комплексов, ныне в России обозначено несколько настораживающих тенденций.
Одни исследователи, не вникая в суть методик, смешивают все датировки подряд или предлагают
прекратить ТЛ датирование вообще, другие – игнорируя отечественный опыт, приобретают на западе
дорогую аппаратуру и дублируют зарубежную методику, что приводит к тупиковой ситуации. Хотелось бы напомнить, что первыми, в конце 1960-х гг., обосновали применение ТЛ метода в геологии
Г.В. Морозов на Украине и А.И. Шлюков в России [1, 10], и бывший СССР занимал в этой области
лидирующие позиции. Авторы считают, что настало время восстановить утраченное и предлагают
исследователям объединить для этого все усилия.
Литература
1. Морозов Г.В. Применение термолюминесцентного метода для изучения отложений лессовой формации: Автореф. дис. … канд. геол.-мин. наук. – Киев, 1968. – 23 с.
2. Шейнкман В.С. Возрастная диагностика ледниковых отложений Горного Алтая, тестирование результатов датирования на разрезах Мертвого моря и палеогляциологическая интерпретация полученных данных //
Материалы гляциологических исследований. – 2002. – № 93. – С. 17-25.
3. Aitken M.J. Thermoluminescence dating. – London, Orlando, San Diego, New York, Austin, Montreal, Sydney, Tokyo, Toronto: Academic Press., 1985. – 359 p.
4. Frechen M., Dodonov A. E. Loess chronology of the Middle and Upper Pleistocene in Tadjikistan //
Geologische Rundschau. – 1998. – № 87. – P. 2-20.
5. Sheinkman V.S. Late Pleistocene invasion of Palaeo-Dead Sea into the lower Zin Valley, the Negev Highlands, Israel // European Geosciences Union Stephan Mueller Special Publication Series. – 2002. – Vol. 2. – P. 113–122.
6. Sheinkman V.S, Plakht J., Mazor E. Makhtesh Hazera. The Zin valley and the Dead Sea basin: evolutionary
Links // Makhteshim Country. Pensoft. – P. 97-121.
7. Sheinkman V.S., Melnikov V.P., Panyukov D.A. A new approach to TL dating and its realization in Siberia //
Proceedings of the XVIII INQUA Congress, Bern, 2011(in press).
8. Shlukov A.I., Sheinkman V.S. Dating the highest Sediments of the Dead Sea Late Pleistocene. Precursor by
new TT-technique // Quaternary International. – 2007. – Vol. 167-168. – P. 382.
9. Shlukov A.I., Sheinkman V.S. Saturation of 300ºC peak of quartz: a working hypothesis // LED 2002 – 10th
International conference on luminescence and electron spin resonance dating. – Reno, Nevada, 2002. – P. 161.
10. Shlukov A.I., Shakhovets S.A., Voskovskaya L.T., Lyashenko M.G. A criticism of standard TL dating technology // Nuclear Instruments and Methods in Physics Research. – 1993. – № 7. – P. 373-381.
ОТ АЛЬПИЙСКОЙ МОДЕЛИ ОЛЕДЕНЕНИЯ К СИБИРСКОЙ –
ПОДХОД В СВЕТЕ РАЗВИТИЯ ИДЕЙ Л.Н. ИВАНОВСКОГО
Шейнкман В.С., Плюснин В.М.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, vlad.sheinkman@mail.ru
Почти полвека прошло после выхода в свет монографии [2], в которой Л.Н. Ивановский, рассматривая проблемы оледенения и критикуя неоправданное, часто автоматическое, применение в Сибири концепций, разработанных для других регионов, отметил: «Часто такой недостаточно критический перенос схем из других стран укореняется и является источником ошибок» (с. 19). Монография [2] давно стала классикой, высказанные в ней мысли в последующем неоднократно были повторены и самим Л.Н. Ивановским, и его последователями, но они актуальны и сегодня. Особенно в
плане учета специфики оледенения, определяемой обстановками резко континентального климата и
формирующихся на его фоне многолетнемерзлых пород (ММП). Хотя, казалось бы, за десятилетия
57
после публикации ситуация должна была кардинально измениться, поскольку то, что в Сибири все
ледники находятся в условиях развития ММП, в течение этих десятилетий было надежно установлено, и не учитывать этот фактор стало невозможно в принципе.
Чтобы разобраться в сложившемся положении, авторы, опираясь на имеющийся материал по
Сибири, в том числе на результаты исследований, проведенных ИГ СО РАН в последние годы [5, 79], провели анализ причин существующей ситуации. Вывод был однозначен: существо проблемы состоит в том, что в Сибири принципиальное значение имеет вопрос о термодинамике процессов оледенения, однако исследователи привыкли изучать ледники и следы их воздействия с позиций классической альпийской школы гляциальной геологии и геоморфологии, с которых отмеченному вопросу
далеко не всегда уделяется должное внимание. Но стереотипы этой научной школы, уже более двух
столетий использующие ее построения, привычны, зачастую канонизированы и нередко ставятся во
главу угла в моделях оледенения повсеместно, в том числе и в Сибири.
Возникла парадоксальная ситуация. Ни у кого не вызывает сомнения, что формирование ледников и их воздействие на окружающую среду вне и внутри пределов развития ММП будет различным. Находясь в области ММП, ледники обязаны, как и всё на земной поверхности, промерзать
(промерзание ледников подразумевает охлаждение их толщи ниже 0ºС). Т.е. они становятся, по сути,
своеобразным компонентом криолитозоны [7, 11]. Очевидно, что, если ледники будут представлять
собой особый компонент криолитозоны, подходы, учитывающие их влияние на сопряженные с ними
породы и образования, должны будут принимать во внимание специфику их подобного состояния.
Но на практике привычно в Сибири используются альпийские каноны, что приводит при моделировании ситуации к существенным ее искажениям.
Чтобы лучше показать различия, рассмотрим основные варианты формирования систем природных льдов. Следуя построениям, заложенным Л.Н. Ивановским, на наш взгляд целесообразно выделить альпийский и сибирский типы таких систем. В традиционном альпийском варианте влага, переносимая на континент с океана, проходит над ним
относительно небольшое расстояние (рис. 1), и та ее
часть, что выпадает в твердой фазе, на некоторое
время консервируется лежащими большей частью
на не мерзлом ложе ледниками.
Рис. 1. Пояснения в тексте.
На первый план здесь выступает метаморфизм снега (при его обилии) в обстановке сравнительно мягкого климата. Хотя немалый вклад криогенной компоненты в оледенение выявлен уже и в
Альпах: в наиболее высокой части ледников, там где температура воздуха круглый год отрицательна
и лед существенно охлажден, но с падением высоты температуры быстро растут, и основное тело
ледников оказывается сложено теплым, при 0ºС, льдом [4]. Подчеркнем: холод в данном случае имеет подчиненное значение, поскольку его запас в ледниках ограничен – на месте их расположения он
передается им лишь в холодный сезон года, посредством охлаждения поверхностных слоев, и с их
исходным веществом из атмосферы – осадками.
Затраты приходящего к ледникам тепла в такой ситуации в основном идут на преодоление порога таяния, имеющего большую теплоту плавления льда, а компенсируется оно лишь активным поступлением в зону абляции новых порций ледовой массы. Важно осознать: реакция ледников на похолодания климата и их взаимоотношение с ММП при подобной организации их вещества и энергии
будет принципиально отлична от того, что происходит в Сибири. Ибо в данном случае сначала, на
фоне уменьшения срока абляции на ледниках, благодаря сохраняющемуся первое время обильному
снегонакоплению, станет быстро опускаться фирновая линия, вызывая их активный рост. Так будет
продолжаться, пока холодная и влажная криогигротическая фаза оледенения не сменится криоксеротической, холодной и сухой фазой [1], и в целом этот процесс будет отражать криоаридизацию обстановок [7, 11] – охлаждение территории на фоне усиления континентальности климата. Он проявляется пространственно, как сегодня, с юго-запада на северо-восток вдоль охватывающих Сибирь
горных сооружений, и во времени – при переходе от межледниковья к ледниковью.
Поначалу промерзание затронет породы вокруг ледников и их самих; ложе под ними долго будет не мерзлым, и ММП сконцентрируются в приледниковой, как наиболее охлажденной, зоне. А когда криоаридизация проявится в полную силу, промерзание сможет охватить ледники в целом и по-
58
роды под ними. Причем при хорошо выраженной исходно гигротической фазе оледенения, обеспечивающей обильное питание ледников (как это было, например, в прошлом в северо-западной части
евразийского материка), оно успевает достичь конечной стадии – покровного оледенения – даже в
условиях геологически быстрой смены криохронов квартера термохронами.
Принципиально, что в континентальной части Сибири такая модель будет неприемлема. Ибо
ММП здесь выступают как фоновый, а не приледниковый фактор и совершенно по-иному распределяется и консервируется влага (рис. 2). Поступает она в Сибирь в основном с западным переносом
воздуха с Атлантики, преодолевая большие расстояния и изрядно расходуясь по пути. Во время криохронов квартера немалую ее часть, кроме того, перехватывал ледниковый щит на северо-западе Евразии. Таким образом, общий объем перебрасываемой в Сибирь и сегодня, и в прошлом влаги не может быть большим. Изрядно она задержится криогенными льдами, и в итоге на формирование оледенения ее остается немного. Этим и объясняется
формирование в Сибири (в континентальной ее части) только горных ледников; подчеркнем: исходно
они находятся в условиях развитой криоаридизации, с
присущим континентальному климату малым
увлажнением и активным летним таянием.
Рис. 2. Пояснения в тексте.
Важнейшую роль в формировании оледенения в этом случае будет играть холод, причем передается он ледникам и с осадками из атмосферы, и круглый год in situ на земной поверхности, поскольку это область ММП. Именно холод, т.е. участие криогенной компоненты, а не обильное снегонакопление, определяет развитие сибирских ледников. Причем главная причина не в более длительном холодном времени года – в условиях континентального климата и за короткое лето таяние «съедает» большой объем льда. А в том, что холод, накопленный ледниками из года в год в течение долгой холодной зимы и передаваемый им также со стороны окружающих их ММП, в период абляции
идет на восстановление ледовой массы.
Талая вода в теплое время года не вся стекает с таких ледников: частично она и смоченный ею
фирн тут же намерзают на холодном льду. Образуется наложенный лед – продукт, по сути, криогенеза на самом леднике, и в дополнение к питанию посредством осадочно-метаморфической трансформации снега ледники получают изрядную добавку уже за счет конжеляционной компоненты. Криогенез обеспечивает активность ледникам, охватывая их, даже если значительная их часть лежит ниже
фирновой линии – ведь зоной питания служит тогда область наложенного льда. Также криогенез способствует сохранности ледников, определяя в приледниковой зоне перехват значительной части ледникового стока наледями, которые по площади нередко соизмеримы с ледниками. На таяние сразу
большого количества льда на обширной поверхности наледей затрачивается много тепла, и тем самым уменьшается тепловое воздействие на лежащие выше ледники.
Принципиально по-иному, чем в альпийской модели, будет реагировать в Сибири оледенение и
на похолодания климата. Оно исходно находится в условиях развитой криоаридизации, когда снежное питание невелико. В ходе усиления криоаридизации снега будет выпадать еще меньше, но летняя
абляция в условиях континентального климата все равно останется высокой. В приледниковой зоне
все больше влаги станет консервироваться наледями и подземными льдами, потенциально на рост
ледников ее будет приходиться все меньше, и расти они будут медленно. Так что за геологически короткие криохроны квартера такие ледники могут успеть достичь только стадии крупных долинных
форм, а не конечной стадии – покровного оледенения.
Альпийские стереотипы мешают восприятию сибирской модели оледенения и в плане осмысления его воздействия на ММП, что немаловажно уже потому, что ледник, примороженный к своему
ложу, и поток льда, движущийся по талому основанию, проводят разную геологическую работу [6].
Например, один из стереотипов – о теплоизоляционных свойствах ледников. Суть в том, что в основе
альпийской модели оледенения лежит, как было отмечено выше, развитие ледников при обилии снега
и их покрытии им как теплоизолирующим слоем. Однако в Сибири, где господствует континентальный климат, выпадает не так много снега, и его влияние нивелируется сильным промерзанием горных пород.
Напомним, что теплопроводность монолитного льда, которым сложено основное тело ледников, достаточно высока. Она составляет 2,2 Вт/(м•К), и эта величина сопоставима с теплопроводностью скальных пород. Так что ледники, находясь в области ММП, будут активно промерзать и, мало
59
того, способствовать промерзанию пород под собой: пропуская холод зимой и демпфируя поток тепла сверху летом. Ибо теплота плавления у льда велика; она составляет 3,3·105 Дж/кг (больше она
лишь у некоторых металлов), и верхний слой льда берет на себя летний тепловой удар, а тепло, израсходованное на его таяние, уносится прочь с талой водой. Ледники, безусловно, и в этой ситуации
будут регулировать ход промерзания пород под собой, но это регулирование будет иметь свою специфику. Становясь кровлей ММП, поверхность ледников в ходе их роста и сокращения будет поднимать или опускать эту кровлю, и под ними соответственно будет уменьшаться или усиливаться промерзание горных пород.
Добавляется и влияние нестационарности теплового поля ледников, обусловленной их движением и историей развития. Хотя теплоемкость льда вдвое меньше, чем у воды, она у него достаточно
велика – около 2,1 кДж/(кг·К), что в среднем втрое больше, чем у скальных пород. Поэтому запас аккумулируемого ледниками холода может достигать больших величин и переноситься движущимся
льдом из их верхней, с более низкими температурами зоны, вниз, в более отепленную зону, или, будучи накопленным в более холодные предыдущие эпохи, передаваться окружающим породам в теплое время.
В настоящее время термометрией уже охвачены все главные ледниковые центры Сибири. Результаты однозначны: все ледники, хотя современность – типичное межледниковье, глубоко проморожены и большей частью лежат на мерзлом ложе [3, 4, 7, 8, 10]. Уже на Урале, где, будучи навеянными и лежащими намного ниже снеговой линии, ледники, казалось бы, должны быть растеплены,
только в фирновой зоне имеют нулевую температуру, а в области языка они проморожены до примерно 50-м глубины. К востоку от Урала ледники в Сибири полностью проморожены, и термометрия
позволяет судить и о силе промерзания слагающей их толщи льда, и о нестационарности теплового
поля этой толщи. На небольших ледниках Сибири ход температур обычен – минимум отмечается в
слое нулевых колебаний на глубине 12-16 м. Но на крупных ледниках он иной. Так в зоне питания
ледников г. Белухи (Алтай) падение температуры идет до –16ºС на 60-м глубине, и лишь затем повышается с небольшим градиентом – 0,15º/10 м, а на леднике Иныльчек в сопредельном Тянь-Шане –
до –16ºС на 30-м глубине, и затем – повышение с градиентом всего 0,06º/10 м. В обоих случаях температура на ложе не выше –10ºС [4]. Т.е. – данные ледники несколько растеплены у поверхности, но
их глубинные слои несут в себе заряд холода, полученный ими раньше.
Безусловно, появились приведенные данные сравнительно недавно, и раньше учет специфики
ледников в условиях развития ММП был затруднен – это объясняет, почему ряд авторов привычно
используют альпийские каноны. Но сегодня переход к сибирской модели оледенения является насущной научной задачей: в условиях континентального климата криогенная компонента меняет механизм оледенения и генетически, и структурно, и от учета этой специфики зависит решение вопроса
прогноза его воздействия на окружающую среду.
Литература
1. Величко А.А. К вопросу о последовательности и принципиальной структуре климатических ритмов
плейстоцена // Вопросы палеогеографии плейстоцена ледниковых и перигляциальных областей. – М., Наука,
1981. – С. 220-246.
2. Ивановский Л.Н. Формы ледникового рельефа и их палеогеографическое значение на Алтае. – Л.:
Наука, 1967. – 264 с.
3. Каталог ледников СССР. Под ред. Виноградова О.Н. – Л.: Гидрометеоиздат, 1966-1981.
4. Михаленко В.Н. Глубинное строение ледников тропических и умеренных широт. – М., 2007. – 315 с.
5. Плюснин В.М. Реакция внутриконтинентальных горных геосистем на глобальные изменения климата
// География и природные ресурсы. – 2007. – № 3. – С. 67-74.
6. Серебрянный Л.Р., Орлов А.В., Соломина О.Н. Морены – источник гляциологической информации. –
М.: Наука, 1988 – 236 с.
7. Шейнкман В.С. Оледенение гор Сибири: взаимодействие ледников и криогенных льдов // Лед и снег. –
– 2010. – № 4 . – С.101-110.
8. Шейнкман В.С., Плюснин В.М. и др. Нивально-гляциальные явления в горах Прибайкалья в свете новых данных и новых подходов // Лед и снег. – 2011. – № 4 (в печати).
9. Шестернев Д.М., Шейнкман В.С. Криогляциальные системы хребта Кодар (Забайкалье) в условиях
изменений климата // Материалы гляциологических исследований. – 2008. – № 105. – С. 178-182.
10. Aizen V.B., Aizen E.M., Joswiak D.R., Fujita K., Takeuchi N., Nikitin S.A. Climatic and atmospheric circulation pattern variability from ice-core isotope/geochemistry records (Altai, Tien Shan and Tibet) // Annals of Glaciology. – 2006. – Vol. 43. – P. 49-60.
11. Sheinkman V.S. Quaternary Glaciation in the High Mountains of Central and North-east Asia // Ehlers J.,
Gibbard P.L. (Eds.). Quaternary Glaciations–Extent and Chronology. Part III. Elsevier, 2004. – P. 325-335.
60
ЭКЗОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ И ДИНАМИКА
РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ
РЕЛЬЕФ И ЭКЗОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ
НИЗКОГОРНОГО ПОЯСА ЦЕНТРАЛЬНОГО КАЗАХСТАНА
Акпамбетова К.М.
Карагандинский государственный университет, Казахстан, akamshat@yandex.ru
В геологическом отношении территория Центрального Казахстана соответствует выступу
складчато-глыбового палеозойского и допалеозойского субстрата. В рельефе представляет собой переходный тип от горной области к равнине. В восточной части Центрального Казахстана значительные участки занимает мелкосопочник. Он встречается на Кокшетауской возвышенности, по периферии гор Улытау и на Сарысу-Тенгизском междуречье. Издавна мелкосопочник считался наиболее
характерным и специфическим рельефом Казахского щита. Существуют две точки зрения на происхождение мелкосопочного рельефа. Согласно первой, мелкосопочник является одной из конечных
стадий разрушения древних горных сооружений, предшествующей формированию денудационной
равнины. По мнению Быкова, Герасимова, Сваричевской, Малиновского, мелкосопочник – одна из
начальных стадий эрозионно-денудационного расчленения древнего пенеплена, поднятого новейшими движениями. Мелкосопочник представляет собой возвышенную равнину, на которой беспорядочно расположены многочисленные сопки, холмы и увалы с относительной высотой 40-50 м. Морфологические черты мелкосопочного рельефа тесно связаны со структурными и литологическими условиями. Для массивов, сложенных эффузивными породами, характерны холмистые и увалистохолмистые формы со скалистыми выходами на вершинах и склонах. Кварциты определяют резкие
конические формы сопок. В области развития дислоцированных пород палеозоя преобладает холмисто-грядовый мелкосопочник. Сопки и понижения между ними ориентированы вдоль простирания складок. В районах развития гранитных интрузий сопки осложнены округлыми глыбами и выступами.
В Казахском мелкосопочнике горный тип рельефа занимает небольшие площади. Он приурочен
к наиболее приподнятым водораздельным районам. Абсолютные высоты вершин здесь 1200-1600 м,
относительные – 250-500 м. Благодаря густоте эрозионной сети, склоны для таких небольших высот
крутые и скалистые. Вершинные поверхности по своей морфологии весьма разнообразны. Это – и
узкие скалистые гребни, и округлые, куполовидные поднятия. В ряде случаев в вершинных частях
междуречий отмечаются участки выровненного рельефа. Почти плоские вершинные поверхности хорошо выражены в Каркаралинских горах: горные поднятия имеют вид плато, расчлененных эрозионными врезами. Самая крупная область поднятий лежит в 150-200 км севернее берегов озера Балхаш.
В субширотном направлении это поднятие тянется более чем на 500 км при ширине 120-180 км.
В осевой части поднятия высоты более 1200 м. Они приурочены к отдельным горным массивам и
группам – Кызыларай (1559 м), Кызылтас (1284 м), Каркаралинские горы (1358 м) и другие. Низкогорный рельеф господствует на огромных пространствах этого поднятия. Для него характерны высоты 600-900 м, относительные превышения до 250 м, широкие долины рек, множество замкнутых
озерных котловин. Вершинные поверхности также морфологически ярко выражены. В верховьях рек
Терысаккан, в массиве Жел-Адыр, что в Улытау, слабо расчлененные равнины встречаются на самых
больших высотах. В целом, в низкогорьях господствуют гряды с хорошо выраженными гребнями округлых, изредка заостренных форм. Горные поднятия возникли на месте плоских денудационных
равнин, участки которых сохранились и в вершинных частях, и на склонах. Монотонный рельеф нарушают останцы, понижения, выработанные в слабоустойчивых породах. Каолиновые коры выветривания большей частью смыты, и поверхность покрыта щебнем и глыбами. Крупные новейшие структуры усложнены наложенными молодыми структурами, выраженными в рельефе в виде впадин, используемых речными долинами. Дифференцированные движения определили прежде всего распределение высот, пластику крупных форм рельефа, а также некоторые формы рельефа небольших размеров: уступы, котловины [1]. Речные долины приурочены к зонам тектонической раздробленности,
а саи и промоины подчеркивают направление преобладающей трещиноватости. Литология горных
пород оказывает влияние на морфологию вершин. Монотонные толщи неустойчивых песчаников,
61
сланцев и эффузивов обуславливают куполовидные вершины. Кварцитами, гранитами, известняками
сложены скалистые вершины и гребни.
Гораздо большая часть территории Казахского мелкосопочника не обладает горным рельефом.
К долинам рек, озерным и солончаковым котловинам примыкают обширные пологонаклонные поверхности – денудационные равнины. Над ними поднимаются сопки и гряды, невысокие плато. Абсолютные высоты здесь 400-600 м. На удалении от горных поднятий господствуют выровненные
пространства. Уменьшаются общие высоты, в среднем до 350-500 м. Сильно пересеченный рельеф,
образованный скоплением невысоких сопок, на денудационных равнинах приурочен к крупным речным долинам и называется приречным мелкосопочником. Денудационные равнины по соотношению
выровненных и сопочных участков разделены на равнину с отдельными останцовыми сопками, гривами, грядами и сопочно-грядовые территории с участками почти плоских денудационных равнин
между ними. Первый тип рельефа характеризуется меньшей интенсивностью новейших тектонических движений. Небольшие абсолютные высоты в эпохи поднятия базиса эрозии способствовали
лучшему сохранению древних кор выветривания. Второй тип рельефа отличается большими абсолютными высотами, отражающими активность неотектонических движений. Эта область постоянно
служила ареной денудации, поэтому аккумулятивные образования имеются только в эрозионнотектонических понижениях древних долин.
По периферии Казахского мелкосопочника располагается полоса невысоких (250-350 м) плато,
сильно расчлененных эрозионными процессами. В строении плато принимают участие породы мезозоя и палеогена. Здесь располагаются две обширные депрессии – Нура-Тенизская и Сарысуйская. По
рельефу – это обширные плоские равнины, слабо расчлененные эрозией, с множеством замкнутых
котловин, занятых озерами и солончаками. Долины рек здесь слегка углублены в их поверхность.
Монотонность равнины нарушается островными горами небольшой высоты (300-400 м). В целом,
рельеф депрессий аккумулятивный, слабо измененный деятельностью временных водотоков полупустыни и ветровой эрозии. Ряд исследователей рассматривают выровненные поверхности нижнего
придолинного яруса рельефа как педименты. От днищ долин рек, от пойм или надпойменных террас,
от озерно-солончаковых котловин поднимаются плоские, но наклонные поверхности. Их ширина
врьирует в пределах 1-10 км, обычно 2-5 км. В нижней, более отлогой части, коренные породы прикрыты чехлом обломочного материала до 2-7 м мощности. Выше по склону наклон увеличивается и
среди ровной поверхности начинают выступать холмы и скалистые сопки. Иногда изолированные
сопки появляются и в нижних частях склонов. Происхождение этих выровненных наклонных поверхностей связывают с деятельностью временных водотоков и с постепенным отступанием вогнутых перегибов, ограничивающих ровные поверхности с верхней стороны. Денудационными процессами приводораздельные возвышенные участки со временем уничтожались.
По мнению С.С. Воскресенского, в результате изменения уровня базисов склоновой денудации
поверхность склонов была то областью сноса, то областью накопления. В итоге нижние части склонов, т.е. пологонаклонные плоские участки – педименты – становились выровненными. В составе
отложений встречается материал не только верхних частей склонов, но и материал, перенесенный
вдоль речных долин. По этой же причине вогнутые перегибы склонов на близко расположенных участках лежат почти на одной высоте, что не может быть объяснено регрессивным отступанием склонов [1].
Происхождение приречного мелкосопочника связано с колебаниями уровня их днищ. Наибольших глубин вреза долины достигали в конце плиоцена. В это время придолинные территории
оказались наиболее расчлененными. Во второй половине четвертичного периода происходит освобождение из-под чехла рыхлых отложений древнего рельефа, а затем постепенное выравнивание приречного мелкосопочника. По мере накопления фактического материала уточнялись взгляды на происхождение мелкосопочника. Казахский мелкосопочник – это не конечная стадия выравнивания
рельефа, а результат недавних тектонических поднятий, деформаций и расчленения древнего пенеплена.
От западного побережья озера Балхаш восточная часть Бетпакдалы отделена полосой сильно
размытых скалистых возвышенностей, поднимающихся выше 500 м над уровнем моря. Наибольшие
высоты сосредоточены в юго-восточной части, куда заходят северо-западные отроги Чу-Илийских
гор, среди которых можно отметить Бурунтауское поднятие, горы Жамбыл, Архарлы, Байкара и другие. Бурунтауское поднятие – уступ приподнятого северо-восточного крыла разлома, расчлененного
эрозией на отдельные горные массивы. Горы Жамбыл поднимаются до 976 м над уровнем моря. Севернее расположены горы Архарлы и Байкара (650 м). Мелкосопочная часть Бетпакдалы полого понижается в западном направлении и перекрывается толщей конгломератов, галечников и песков
62
верхнего мела. Толща служит границей между обеими частями Бетпакдалы. Ее перекрывают отложения кайнозоя, слагающие плато западной части Бетпакдалы. Высота плато колеблется от 350 до 250 м
над уровнем моря. Поверхность плато сложена песчано-галечной толщей, среди рыхлых осадков которой присутствуют горизонты сцементированных конгломератов и песчаников, бронирующих поверхность плато. Местами оно расчленено на останцы, имеющие четко выраженный столовый характер. На север плато обрывается крутым чинком, высотой 45-50 м. С юга плато ограничено склоном,
изрезанным долинами. Поверхность плато плоская, слегка выпуклая. Севернее расположена пластовая равнина на 40-90 м ниже плато. Над ее поверхностью возвышаются столовые останцы, образованные глинами среднего олигоцена. Встречаются массивы бугристых и грядовых песков. Часто полосы песчаных массивов замыкаются солончаками [2].
Б.А. Петрушевским (1938) и Н.С. Зайцевым (1940) описаны Сарысуйские купола. Это правильной формы округлые купола, расположенные среди палеогеновых отложений в 115 км к югу от Карсакпая. В центральной части они сложены палеозойскими породами. Такие купола поднимаются и на
правобережье реки Чу. В целом, рельеф западной Бетпакдалы отличается монотонностью. На огромные пространства протягиваются плоские, слегка волнистые равнины. Плоские участки чередуются с
бессточными понижениями в виде логов и замкнутых впадин с солончаками. Вдоль северного побережья озера Балхаш неширокой полосой протягивается область Северного Прибалхашья. В ней преобладает пологосклонный эрозионно-денудационный рельеф. На междуречьях выступают высокие и
крутосклонные сопки. В зависимости от литологического состава формируется два типа рельефа: на
кварцитах – грядовомелкосопочный, на менее устойчивых породах – беспорядочный мелкосопочник.
Относительное превышение междуречий над днищами долин 70-150 м, абсолютные высоты – 500700 м. На всей территории крупные впадины и выступающие массивы значительной площади отсутствуют. Вершины сопок куполовидные, изредка заостренные и конические. Гряды вытянуты согласно простиранию пород и сложены кварцитами. Склоны на приподнятых участках скалистые, оголенные и крутые – 12-300. Интересные формы рельефа были отмечены М.Ж. Жандаевым в Североатасуйском районе Центрального Казахстана [3]. Это – грязевые конусы или бугры, внешний вид которых напоминает миниатюрные действующие вулканы. Одна группа таких бугров обнаружена в 7 км
северо-западнее горы Акбийык, другая – в 3 км юго-западнее слияния речек Атасай и Былкылдак.
Бугры первой группы расположены у подошвы кварцитовой сопки на дне небольшого суходола. Бугры имеют форму усеченного конуса высотой до 1,2 м, диаметр основания – 5-15м, а верхней части –
3-12 м. Сложены глиной красновато-бурого цвета. На вершине бугров имеется углубление, заполненное глинистым раствором. Раствор, высыхая, наращивает высоту конуса. Вторая группа представлена
мелкими буграми высотой до 0,5 м, а диаметр основания – 1-3,5 м. Они также сложены красноватобурой глиной с мелкой щебенкой кремнистых пород. На вершине глинистый раствор отсутствует.
Впервые на подобные бугры вспучивания обратил внимание А.К. Мейстер (1932), наблюдавший их в
горах Ортатау. Их описание встречается и в работах Г.Е. Быкова (1936). В Бетпакдале аналогичные
бугры были отмечены Д.И. Яковлевым (1938). По его мнению, они являются индикаторами присутствия напорных или артезианских вод. А.Г. Гокоев (1939) наблюдал такие бугры на западе Калбинского хребта. На глубине 0,5 м им обнаружены линзы льда. Как считает ученый, образование бугров
есть результат выхода восходящих источников на дневную поверхность. Генезис бугров вспучивания
в районах вечной мерзлоты связывают также с выходами подземных вод и периодическим замерзанием и оттаиванием глинистого раствора.
Современные процессы рельефообразования низкогорного пояса Центрального Казахстана
обусловлены, с одной стороны, тектоническими движениями, с другой – аридностью климата. Тектонические движения способствуют развитию интенсивной денудации. В весеннее время, когда оживают небольшие реки, местами осуществляется плоскостной сток вод по днищу долин. В виде каменных потоков по склонам проявляется гравитационный снос. На участках выходов на дневную поверхность кристаллических пород преобладают процессы физического выветривания. Резко выраженная континентальность климата, колебания суточных температур способствуют развитию экзогенной трещиноватости. Интенсивно протекают процессы морозного выветривания интрузивных пород. Продукты химического выветривания в виде глинистых кор широко представлены на разнообразных формах рельефа. С продолжающимся поднятием связано широкое развитие процессов затакыривания. Соровая дефляция имеют ограниченное распространение. Как на водоразделах, так и на
такырах при наличии на поверхности обломочного материала возникают каменные многоугольники,
переходящие на склонах в каменные полосы. Карстовые процессы распространены в районах Карсакпайского поднятия и Сарысуйских куполов. Поверхность куполовидных поднятий изрыта многочисленными воронками размером 10-15 м в диаметре и глубиной до 10 м. В связи с разработками ме-
63
сторождений полезных ископаемых получили развитие процессы, относящиеся к категории современных техногенных. В районах подземной добычи полезных ископаемых развиты сдвиги, оседания
поверхности, обрушения пород и формирования депрессионных воронок. При открытых разработках
месторождений полезных ископаемых усиливаются выветривание и почвообразование, эоловый перенос и аккумуляция, эрозионные процессы.
Литература
1. Воскресенский С.С. Геоморфология СССР. – М.: Высшая школа, 1968. – 368 с.
2. Акпамбетова К.М. Геоморфология аридных территорий Казахстана. Учебное пособие. Ч. 2. – Караганда, 2002. – 112 с.
3. Жандаев М.Ж. Псевдовулканические конусы в Центральном Казахстане // Вопросы географии Казахстана. – Алма-Ата, 1963. – Вып. 10. – С. 103-106.
ВРЕМЕННАЯ ОРГАНИЗАЦИЯ СОВРЕМЕННЫХ ДЕНУДАЦИОННЫХ СИСТЕМ
В НАЗАРОВСКОЙ ЛЕСОСТЕПИ
Баженова О.И.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, geogrjournal@irigs.irk.ru
В 1979 г. под руководством профессора Л.Н. Ивановского были организованы стационарные
исследования экзогенных геоморфологических процессов в лесостепных геосистемах Назаровской
котловины Минусинского межгорного понижения. Одной из наиболее важных задач этих исследований, рассмотренных в специальной работе, Лев Николаевич считал получение необходимых экспериментальных данных и проведение их корреляции с материалами всестороннего изучения четвертичных отложений опорных разрезов с целью познания временной структуры геоморфологических
процессов [1]. Такая корреляция является необходимым условием изучения хода экзогенного рельефообразования в прошлом, настоящем и будущем, т.е. может быть положена в основу палеореконструкций эволюции природной среды и прогнозных оценок изменения тенденций морфогенеза [2].
Назаровская предгорная лесостепь представляет особый интерес при изучении хроноструктуры
экзогенного рельефообразования, так как именно на предгорных равнинах отмечается благоприятное
сочетание морфологических, динамических и литологических параметров рельефа, необходимых для
расшифровки временной организации систем. С одной стороны, в предгорьях склоновые процессы
идут достаточно активно и доступны для инструментальных наблюдений, с помощью которых можно
получить данные для сопоставления их с короткими климатическими ритмами. С другой стороны,
здесь хорошо сохраняются продукты сноса, несущие важную информацию о ходе денудации за продолжительные отрезки времени.
Для выяснения особенностей временной организации денудационных систем в Назаровской
лесостепи выполнялся сопряженный анализ климатических и геоморфологических временных рядов.
Ранее установлено, что в разные по соотношению тепла и влаги периоды преобладают характерные
для них комплексы процессов с определенным уровнем интенсивности и направлением преобразования рельефа [3]. Закономерное упорядоченное чередование таких периодов с различным переменным
состоянием систем обеспечивает цикличность в перемещении вещества.
Анализ материалов стационарных наблюдений за перемещением вещества показал, что на самом низшем иерархическом уровне в структуре денудации выделяются внутригодовые циклы, которые подразделяются на периоды: холодный влажный (нивально-солифлюкционно-делювиальный),
холодный сухой (эоловый), теплый влажный (дефлюкционно-флювиальный). При этом в течение года на поверхности степных склонов южной и западной экспозиции наблюдается последовательная
смена процессов делювиального сноса и эоловой аккумуляции мелкозема, а на лесных склонах северной и восточной экспозиции десерпции, дефлюкции и солифлюкции.
На следующем иерархическом уровне выделяются 3-5 летние циклы денудации, четко связанные с климатическими колебаниями (рис. 1). В теплые аномально сухие (1989) и умеренно сухие
(1985, 1988, 1994) годы процессы сносы на склонах ослаблены, преобладает эоловая аккумуляция
вещества, поступающего из соседних степных районов Хакасии. В холодные экстремально влажные
(1987, 1996) годы происходит интенсивная денудация. Снос отмечается также в умеренно влажные,
но снежные годы (1990-1993), в этом случае он вызван не только ливневым, но и талым стоком.
64
В течение 3-5 летнего цикла происходит значительная перестройка микрорельефа поверхности
степного склона, представление о которой дает картирование многолетней динамики распределения
зон сноса и аккумуляции на площадках реперов, заложенных в зоне денудации. В сухую фазу каждого последующего цикла происходит нивелирование микроразмывов, сформированных в конце предыдущего цикла, их сглаживание в результате колебаний температуры и влажности склоновых отложений, разрушения ветром, а также накопления в них эолового материала. Затем, с ростом атмосферных осадков на склонах вновь возникает поверхностный сток, смыв мелкозема и заложение новых
миниатюрных русел. Большая часть поступающего со склонов материала аккумулируется у подножий. Здесь отмечается сложное чередование, наложение друг на друга эоловых и делювиальных отложений, образующих тонкую слоистость. Мощность шлейфов при этом возрастает.
Рис. 1. Многолетняя динамика перемещения вещества на поверхности степных денудационных
склонов горы Малый Сюгень (1) и долины р. Береш (2) на фоне колебаний тепла (3) и влаги (4).
3-5 летние циклы, в свою очередь, вложены, являются составным звеном более крупных внутривековых циклов. Они хорошо видны на разностных интегральных кривых изменения атмосферного увлажнения во второй половине ХХ столетия, построенных по данным метеостанций Шарыпово
и Ужур (рис. 2 а, б). Особенно отчетливо 3-5 летние циклы отмечаются на фоне повышения увлажненности региона в последние 18-20 лет прошлого века. Структура многолетних колебаний атмосферного увлажнения Назаровской лесостепи в общих чертах хорошо согласуется с колебаниями
уровня Телецкого озера (см. рис. 2), который отражает общие закономерности изменения увлажненности и речного стока в Алтае-Саянском регионе.
Спектральный анализ реконструированных по древесно-кольцевым хронологиям рядов колебаний уровня Телецкого озера и стока рек показал, что они содержат циклические составляющие длительностью 11-12, 14, 22-23, 42-46, 64 и 128 лет [4]. Эти циклы находят отражение в ходе денудации,
но не все еще к настоящему времени изучены. Более определенно можно говорить о проявлении квази-11-летних циклов денудации, отмечающихся в динамике как эоловых, так и эрозионных процессов. Так, за период инструментальных наблюдений аномально низкие годовые суммы осадков, сопровождавшиеся активизацией эоловой миграции вещества, отмечались в 1942, 1945, 1952, 19631965, 1973, 1982, 1989, 1993 и 1998 гг. Эти годы близко укладываются в 11-летние циклы солнечной
активности. Для Назаровской лесостепи характерна определенная последовательность внутри 11летнего климатического цикла – короткие противофазные периоды (аномально влажные холодные)
сменяются более продолжительным синфазным ходом тепла и влаги. Вероятность аномального развития эрозионных процессов, определенная нами по стоку взвешенных наносов, составляет 7 %, они
отмечаются с интервалом около 11-14 лет. Во время коротких аномальных фаз, знаменующих конец
65
квази-11летнего цикла, происходит интенсивный снос материала со склонов и частичный вынос его в
речную сеть. Именно с этими аномально холодными и влажными фазами связано формирование солифлюкционных валиков на нижних наиболее влажных и обогащенных мелкоземом участках склонов северо-восточной экспозиции, которые наблюдал Л.Н. Ивановский на хребтах Ашпан и Арга [5].
В свою очередь, 11-летние циклы накладываются, осложняют ход более продолжительных денудационных циклов, инициированных климатическими колебаниями, что видно на разностных интегральных кривых (см. рис. 2 а, б). С ними связан интенсивный вынос вещества. При этом модуль экстремального стока взвешенных наносов может превышать его среднюю величину в отдельных бассейнах
в 10-15 раз. Из бассейна р. Чулым, которому принадлежат исследуемые системы, с экстремальным
стоком наносов выносится 109 т/ км 2 в год. Экстремалии стока воды и взвешенных наносов связаны с
внутривековыми циклами, как правило, кратными 11летнему циклу продолжительностью 50 – 80 лет.
Рис. 2. Изменение атмосферного увлажнения во второй половине ХХ столетия в Назаровской
лесостепи по разностным интегральным кривым годовых сумм осадков метеостанций Шарыпово (а)
и Ужур (б) на фоне реконструированных колебаний уровня Телецкого озера (в), по [4].
Примерно с таким же интервалом повторяются экстремали эоловых процессов. Косвенно это
подтверждается тем, что минимумы прироста толщины годичных колец деревьев, наблюдавшиеся на
обширной засушливой территории юга Сибири, включающей котловины Тувы, Алтая и Хакасии, повторяются примерно через 50 – 60 лет [4]. В результате обобщения комплекса данных В.П. Чичаговым [6] намечена квази-80-летняя цикличность эоловой деятельности в Центральной и Восточной
Азии. Близкую периодичность имеют экстремальные вспышки активности дефляционных процессов
в степях Хакасии.
В Назаровской лесостепи с 50-80 летней периодичностью происходит как крупное поступление эолового вещества, так и со сдвигом на фазу экстремальный флювиальный вынос из литосборных
бассейнов, площадь которых составляет сотни км2. С данными перемещениями связаны перестройка
русловых форм в днищах долин малых рек, рост оврагов, заметные изменения микрорельефа междуречий и склонов. В малых литосборных бассейнах верхних звеньев гидрографической сети, площадью несколько км2 цикл функционирования денудационной системы совершается за 27-35 лет. Для
системы склон – делювиальный шлейф характерен 11-летний цикл денудации, а для морфологически
однородного участкоста денудационного склона – 3-5летний. Таким образом, с повышением ранга
системы увеличиваются объемы перемещаемого вещества и время совершения одного денудационного цикла. Но механизм денудации и последовательность прохождения фаз во время совершения
цикла любого иерархического уровня сохраняется неизменным. В общем виде современный денудационный цикл в Назаровской лесостепи включает фазу накопления эолового материала на орографических барьерах, фазу перераспределения вещества склоновыми процессами и фазу частичного флю-
66
виального выноса вещества из литосборных бассейнов. Во время первой фазы рельеф приобретает
мягкие округлые формы, во вторую – происходит выполаживание склонов и в третью – эрозионное
расчленение поверхности. Продолжительность первой фазы составляет примерно 20 %, второй – 72 и
третьей – около 8 % от времени денудационного цикла.
Литература
1. Ивановский Л.Н. Задачи изучения экзогенных геоморфологических процессов в Назаровской впадине
Минусинского межгорного прогиба // Географические условия создания Канско-Ачинского топливноэнергетического комплекса. – Иркутск, 1979. – С. 80-87.
2. Ивановский Л.Н. Проблема прогноза современных экзогенных процессов рельефообразования (СЭПР)
// Основные направления развития геоморфологической теории. – Новосибирск, 1982. – С. 55-56.
3. Баженова О.И., Мартьянова Г.Н. Современные морфоклиматические режимы степей и лесостепей Сибири // География и природные ресурсы. – 2002. – №3. – С. 57-64.
4. Магда В.Н. Радиальный прирост древесных растений как показатель увлажнения на юге Сибири: Автореф. дис. … канд. биол. наук. – Красноярск, 2003. – 17 с.
5. Ивановский Л.Н. Парагенез и парагенезис горного рельефа юга Сибири. – Иркутск: Изд-во Ин-та географии СО РАН, 2001. – 142 с.
6. Чичагов В.П. Ураган 1980 года в Восточной Монголии и особенности эолового рельефообразования в
Центральной и Восточной Азии. – М., 1998. – 205 с.
ДИНАМИКА АНТРОПОГЕННОГО РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ
В БАССЕЙНЕ Р. СЕЛЕНГА
Бешенцев А.Н.1, Лубсанов А.А.1, Хмельнов А.Е. 2, Гаченко А.С.2, Фёдоров Р.К.2,
Сороковой А.А.3
1
Байкальский институт природопользования СО РАН, г. Улан-Удэ,
abesh@binm.bscnet.ru
2
Институт динамики систем и теории управления СО РАН, г. Иркутск
3
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск
Современный период развития общества характеризуется усиливающимся хозяйственным
прессингом на географическую среду и непрерывным преобразованием природных ландшафтов.
Возросшие объемы использования природных ресурсов, расширение старых и создание новых природно-антропогенных систем, в некоторых случаях, спровоцировали развитие негативных рельфообразующих процессов, способствовали появлению трансформированных и полностью преобразованных ландшафтов, а также проблемных территорий и ареалов экологического риска. В Байкальском
регионе отрицательные последствия природопользования на естественное рельефообразование обусловлены преобладанием почв лёгкого механического состава и условиями семиаридного климата,
что способствует активизации эрозионных процессов и снижению биоразнообразия интенсивно используемых территорий. Индикатором хозяйственной деятельности является динамика природопользования используемой территории, которая фиксируется разновременными картографическими и аэрокосмическими материалами в виде изменения планово-высотных и субстанциональных характеристик объектов природопользования. Мониторинг и исследование этих изменений имеют большое
практическое значение, так как позволяют выполнить метрическую оценку параметров экзогенного
рельефообразования, определить уровень антропогенного воздействия на природную среду и сформулировать рекомендации по оптимизации для органов управления. Применение геоинформационной технологии позволяет автоматизировать процесс использования разновременных пространственных материалов для исследования динамики экзогенного рельефообразования, повышает точность и
оперативность изысканий, снижает уровень субъективизма, обеспечивает возможность манипулирования значительными объемами геоданных.
В целях непрерывного отслеживания территориальных параметров хозяйственного освоения
бассейна р. Селенга и оценки негативных процессов рельфообразования в БИП СО РАН разработана
и внедрена геоинформационная система мониторинга природопользования (ГИСМП) на основе пакета ArcGIS. ГИСМП представляет собой программно-управляемый комплекс картографической регистрации объектов и процессов природопользования, позволяющий в интерактивном режиме оценивать и прогнозировать долговременную динамику хозяйственного использования территории и изме-
67
нения природной среды региона. Информационной основой ГИСМП является совокупность разновременных баз картографических растровых и векторных данных. Первый временной срез в ГИСМП
представлен листами топографической карты, созданной Корпусом военных топографов в 18961914 гг. в м-бе 1:84000. Для отображения современного временного среза использованы листы топографической карты м-ба 1:100 000 издания 1998 г. (Роскартография). Совмещение разновременных
векторных слоёв объектов природопользования осуществлено посредством операций программной
среды. Оценка динамики объектов природопользования и сопровождающих процессов рельефообразования осуществляется в результате разновременного картографирования и моделирования.
Исследуемая территория представляет собой центральную, наиболее освоенную, часть бассейна оз. Байкал, находится в зоне лесостепи, где на региональном пространстве соединяются таежный и
степной типы растительности. Она характеризуется среднерасчлененным рельефом с преобладающими высотами 600–1000 м над уровнем моря. Около 60 % общей площади занимают склоновые
ландшафты [1]. Доминирующими являются каштановые почвы, покрывающие значительные площади межгорных котловин и имеющие наиболее легкий механический состав. Свыше 80 % их площади
представлены легкими суглинками и супесями, которые в условиях семиаридного климата в значительной степени подвержены пыльным бурям. Распаханные земли становятся ареной развития дефляции почв и пространственной основой возникновения локальных ареалов деградации природных
ландшафтов.
Анализ карты-реконструкции исследуемой территории до присоединения Забайкалья к Российскому государству позволяет сказать, что ландшафты исследуемой части бассейна подвергались
внешнему воздействию главным образом при пастьбе скота, так как земледелие у коренного населения имело незначительное распространение, к тому же оно концентрировалось в пределах локальных
увлажненных местностей. Распашка земель производилась в урочищах, для которых возможное проявление эрозионных процессов было нехарактерным. Доказательством этому служит сохраняющаяся
в течение столетий пахотная форма землепользования вблизи старинных сел. С входом забайкальских земель в общее число российских (XVII в.), сюда начали направляться партии крестьянземледельцев. Трансформация природных ландшафтов начиналась с выбора места под пашню, что в
дальнейшем и определяло развитие селитьбы и дорожной сети. В основном пашни выбирались на
свободных землях, вблизи рек и ручьев. Переселенцы, селившиеся в лесостепной полосе, подыскивали поляны, чтобы уменьшить необходимость расчистки леса.
В XX в. и особенно во второй его половине значительно возросли масштабы воздействия природопользования на ландшафты. Земледельческое освоение требовало обширных пространственных
ресурсов, что обусловило сведение лесного покрова в межгорных котловинах. На исследуемой территории была изменена структура земельных угодий, значительно увеличилась площадь пашни, причем за счет распашки легких песчаных и супесчаных почв. Изменение естественных процессов в почвенно-грунтовом слое на больших площадях, связанное с распашкой целинных и залежных земель,
привело к широкому развитию эрозионных проявлений. Такие факторы антропогенного воздействия
как увеличение плотности населения, более передовые технологические формы обработки земли,
увеличение удельного давления на растительность под воздействием роста поголовья скота, палы,
обезлесение увеличили негативные эффекты. Геоинформационный анализ разновременных слоёв
пашни показывает, что наибольшие площади были распаханы в период 1958-1972 гг., что привело к
трансформации уязвимых пологосклоновых, равнинных и террасовых сухостепных и песчаносупесчаных котловинных урочищ. В целом, на исследуемой территории, минимальные размеры ареалов пашни за 100 лет увеличились в 5 раз, средние размеры – в 3 раза, максимальные – в 4 раза. Общая
площадь пашни увеличилась в 2 раза, а общее количество ареалов сократилось в 1,5 раза, что говорит о
значительной дробности пашни в начале века и меньшей уязвимости природных ландшафтов.
Совмещение разновременных слоёв распаханности с цифровой моделью рельефа позволило
выявить различные тенденции высотной динамики пашни, но в целом можно утверждать, что на исследуемой территории в течение XX в.:
- значительно забрасывались низинные пашни (до 600 м) на ландшафтах днищ котловин с минимальными углами уклона рельефа и высоким уровнем грунтовых вод;
- незначительно увеличилась площадь пашни самого распаханного высотного пояса (от 600 до
800 м) на склоновых ландшафтах;
- значительно увеличилась площадь пашни на высоких открытых поверхностях и в урочищах с
большим уклоном рельефа (выше 800 м).
68
Кроме того, высотная динамика пашни сопровождалась активным развитием дорожной сети,
которая в результате несоответствия ориентировки ландшафтным инвариантам при больших углах
уклона рельефа привела к интенсивной линейной эрозии.
Участки ветровой эрозии на исследуемой территории появились почти одновременно с подъемом целины, но активизация эрозионных процессов началась после 1980 г. Сейчас такие ареалы являются характерной особенностью засушливых местностей днищ межгорных котловин на рыхлых
отложениях, не защищенных естественными или искусственными способами. На большей части Селенгинского среднегорья на степных и сухостепных ландшафтах участки проявления эрозионных
процессов особенно характерны для пашни. Совмещение разновременных слоёв динамики пашни и
современной эродированности сельскохозяйственных угодий позволило выявить и пространственно
зафиксировать ареалы антропогенного рельефообразоания (рис.).
Рис. Динамика антропогенного рельефообразования в бассейне р. Селенга.
Такие участки наблюдаются в хозяйствах, близко расположенных к р. Селенга, а также на давно распахиваемой территории, и в хозяйствах, имеющих значительные площади пашни. Формирование участков деградации земной поверхности обусловлено совпадением пика ветрового режима с
наиболее засушливым периодом (апрель-май-июнь), а также низкой степенью лесистости исследуемой территории. Наиболее тесная связь между динамикой пашни и активизацией сопровождающих
ее эрозионных процессов проявляется в южных районах исследуемой территории, и особенно в Джидинском, ландшафты которого подверглись распашке только в XX в.
Полевая регистрация процессов антропогенного рельефообразования приёмниками глобального позиционирования позволила выявить региональные особенности и определить пространственновременные инварианты их динамики, а также выполнить метрическую оценку параметров эрозионных процессов. Было установлено, что такие участки представляют собой полигональные объекты
площадью 150-200 м2, с центробежной динамикой и сезонным характером развития. В совокупности
они образуют, как правило, ареалы поверхностного смыва общей площадью 3-5 км2. В результате
полевых обследований экзогенных прцессов следует сделать вывод, что на оцениваемой территории
наиболее существенно эрозия проявляется в весенний период на равнинных участках, лишенных древесных насаждений, на пашнях в нижней части долин рек. Были выявлены и обследованы участки с
совместным проявлением различных стадий развития линейной эрозии. Установлено, что на боковых
долинах бассейнов крупных рек опасность эрозии в большей степени определяется площадью открытого пространства, нежели уклоном рельефа и типом почв.
В районе исследования эрозия встречается не только на обрабатываемых пашнях, но и на залежных землях, где она проявляется с большей интенсивностью, так как здесь эрозионные проявления не удаляются посредством вспахивания. Сезонная активизация эрозионных процессов на таких
участках наблюдается почти во всех хозяйствах и, в зависимости от местоположения, имеет различную степень интенсивности, причём основное влияние здесь оказывает пространственное положение
69
хозяйства и занимаемый тип ландшафта. Природные таксоны – типы ландшафтов и урочища, как
правило, не совпадают с хозяйственными единицами. В одном ландшафте могут соседствовать несколько хозяйств, также как в одном хозяйстве могут занимать смежное положение несколько урочищ.
В настоящее время в целом по исследуемой территории прослеживается уменьшение площадей
пахотных земель и увеличение залежей, а также восстановление леса, что можно оценивать как тенденцию перехода от преобразовательной динамики природных ландшафтов к восстановительной.
Литература
1. Михеев B.C., Ряшин В.А. Ландшафты юга Восточной Сибири. М 1: 1 500 000. – М.: ГУГК, 1977.
СОВРЕМЕННЫЕ ЭКЗОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ В БАССЕЙНЕ
Р. АГСТЕВ (АРМЕНИЯ)
Бойнагрян В.Р.1, Авагян А.А.2, Пилоян А.С.2
1
Ереванский госуниверситет, г. Ереван, vboynagryan@ysu.аm
2
Институт геологических наук НАН РА, г. Ереван
Бассейн р. Агстев имеет сложное геолого-геоморфологическое строение: крупные и часто выпуклые склоны, большая глубина расчленения, наличие многочисленных разрывных нарушений, пестрый литологический состав горных пород, широкое распространение гидротермально измененных
(нередко до глинистого состояния) пород, различных глин и лессовидных суглинков и т. п. Склоны
гор в основном залесены и достаточно увлажнены (здесь выпадает до 700 мм осадков в год), а в пределах населенных пунктов – подвержены большой антропогенной нагрузке [1].
Долина р. Агстев приобрела современный облик в верхнечетвертичное время. По своим
морфологическим особенностям она подразделяется на несколько участков.
• В верховьях долина реки проходит по
Маргаовитской впадине, входящей в систему
тектонически весьма подвижных Памбакских
впадин (рис. 1).
Рис. 1. Верховье р. Агстев [2]:
1 – заболоченная Маргаовитская впадина,
2 – антецедентный участок долины,
3 – линии водоразделов, 4 – овраги.
На участке между восточным окончанием с. Фиолетово и устьем р. Блдан река Агстев прокладывает свой путь по антецедентой долине, имеющей V-образный поперечный профиль и глубину до
300-400 м, крутые склоны и узкое днище (рис. 1 и 2 а).
• Вниз по течению, на участке между устьями рек Блдан и Гетик, долина р. Агстев расширяется. Здесь река протекает по Дилижанской и Агарцинской котловинам, разделенным друг от друга 3-х
километровой V- образной антецедентной долиной (рис. 3).
• На участке от устья р. Гетик (чуть выше по течению) до гор Иджеван река Агстев течет по
узкой и глубокой плоскодонной (местами V-образной) долине, представляющей собой долину прорыва, которая сформировалась в средне- и верхнечетвертичное время и пересекает вкрест простирания породы разного состава (рис. 2б и 4).
• Далее вниз по течению долина р. Агстев расширяется, ее глубина уменьшается, склоны становятся положе и на них развита серия аккумулятивных террас. Такой характер долины прослеживается вплоть до государственной границы Армении.
70
Рис. 2. Объемная модель
бассейна р. Агстев:
а – антецедентный участок между
с. Фиолетово и устьем р. Блдан;
б – долина прорыва на участке между
устьем р. Гетик и гор. Иджеван.
Рис. 3. Долина р. Агстев на участке между
устьями рр. Блдан и Гетик [2]:
1 – контуры Дилижанской и Агарцинской
котловин, 2 – антецедентные участки долины,
3 – оползни.
К северу от государственной границы
долина р. Агстев выходит из тисков гор и
сильно расширяется, потеряв при этом свои
очертания.
Из экзогенных процессов в бассейне р.
Агстев больше всего развиты оползни.
Первые оползневые смещения здесь
произошли, по-видимому, в верхнеплиоцен –
нижнечетвертичное время, когда на всем
Малом
Кавказе
отмечались
сильные
землетрясения, неравномерные поднятия
неотектонических блоков вдоль разломов и
интенсивная глубинная эрозия рек.
Активность оползневых процессов
достигла своего максимума в голоцене.
Мощные оползни и обвалы создали крупные
запруды, в долине р. Агстев появились озера,
которые просуществовали здесь довольно
долго и оставили о себе память в виде линз
слоистых глин на уровне II надпойменной
террасы.
Рис. 4. Участок долины р. Агстев
между устьем р. Гетик и гор. Иджеван [2]:
1 – антецедентный участок долины,
2 – оползни, 3 – водораздельная линия,
4 – обрывы на склонах.
71
Большинство современных оползней в бассейне р. Агстев сформировано в телах древних
оползней, а также в рыхлообломочных склоновых образованиях и подстилающей их выветрелой
приповерхностной части вулканогенно–осадочных пород. Нередко современные оползни связаны с
мощными накоплениями рыхлообломочного материала в древних логах.
Наиболее активными оползнями бассейна р. Агстев на сегодняшний день являются Дилижанские, Агарцинский и Овкский. Разрушаются целые кварталы города–курорта Дилижана; Агарцинский оползень полностью уничтожил полотно железной дороги, периодически перекрывает русло р.
Агстев и вызывает затопление сельских строений; Овкский оползень периодически разрушает 117
километр автомагистрали, соединяющей Ереван с Иджеваном.
Из опасных рельефообразующих процессов можно отметить также сели, но они формируются
лишь по отдельным речным бассейнам и в целом для бассейна р. Агстев из-за его залесенности не
являются характерными. Селеопасными (II категория) являются лишь бассейн р. Хачахпюр (левый
приток р. Агстев, впадающий в нее ниже гор. Иджеван) и правобережье р. Гетик, частота селепроявления в которых сильная и составляет 1 сель в 1-3 года [3]. Это как раз те участки бассейна р. Агстев,
где много обнаженных склонов с интенсивным выветриванием горных пород и широким распространением рыхлообломочных образований, представляющих собой легкодоступный материал для формирования селей. Вышеназванные притоки выделяются сильной селеносностью (15-35 м3 твердого
материала с 1 км2 территории) и водокаменным характером формирующихся селей [3].
В привершинном поясе гор и на крутых берегах долины самой р. Агстев и долин ее притоков
распространены осыпи и обвалы, которые при ливневых осадках являются источником твердой составляющей для селей.
На заселенных и задернованных склонах проявляются процессы медленного смещения чехла
рыхлообломочного покрова с характерными внешними признаками (заполнением “кармана” между
поверхностью склона и стволами крупных деревьев с верхней стороны от них и, наоборот, понижением поверхности склона с нижней стороны от стволов; искривлением стволов деревьев, нависанием
дернового покрова над придорожными откосами склонов и над бровками террас и т. п.).
В верховьях рр. Агстев и Гетик в привершинном поясе водораздельных хребтов выше 26002700 м отмечаются следы нивальной эрозии и проявления солифлюкции.
Таким образом, бассейн р. Агстев имеет сложное геолого–геоморфологическое строение, связанное с его формированием и развитием в плиоцен – четвертичное время, а также разнообразные
экзогенные процессы, из которых наибольшее распространение характерно для оползней разного
размера и разной активности.
Литература
1. Бойнагрян В.Р., Степанян В.Э., Хачатрян Д.А., Ядоян Р.Б., Аракелян Д.Г., Гюрджян Ю.Г. Оползни
Армении. – Ереван: Изд-во “АСОГИК”, 2009. – 308 с.
2. Бойнагрян В.Р. Реки и речные долины Армянского нагорья. – Ереван: Изд-во ЕГУ, 2009. – 154 с.
3. Национальный атлас Армении (на арм.). – Ереван: Изд-во “Центр Геокарт” ПОАК, 2007. – 232 с.
ТЕРМОКАРСТОВОЕ РАЗРУШЕНИЕ МЕЖАЛАСНЫХ ЛАНДШАФТОВ
Босиков Н.П.
Институт мерзлотоведения им. П.И. Мельникова СО РАН, г. Якутск, bosik@mpi.ysn.ru
Введение. В результате разрушения термокарстом межаласных равнин, сложенных льдогрунтом, образовались термокарстовые озера, которые, проходя ряд стадий развития и иссушения, превращаются в аласные котловины. Определяющим фактором превращения термокарстовых озер в аласы является засушливый климат территории [1].
Методика. Для оценки динамики площади термокарстовых котловин проанализированы аэрофотоснимки и картографические материалы разных лет съемки полигона «Юкэчи». Также был проведен опросный метод. Сделана попытка выявления зависимости между ходом уровня аласных озер и
общей увлажненностью территории, которую можно выразить в виде условного коэффициента, представляющего собой отношение средней многолетней суммы атмосферных осадков к средней температуре лета (май – август) за тот же период (по гидрологическому году) [10]. При этом имеется в виду, что температура за май – август характеризует величину среднего годового испарения (засушливости). Также был применен метод дендроиндикации.
72
Результаты и обсуждение. Климат Центральной Якутии резко континентальный, засушливый,
суровый. Геокриологические условия способствуют развитию термокарстовых процессов [3].
Для выяснения картины многолетних колебаний осадков на территории Центральной Якутии
использовались данные трех метеостанций: Якутск, Борогонцы и Чурапча [9, 7]. Анализ приведенных
материалов позволяет выделить следующие фазы колебания сумм атмосферных осадков: маловодья
(1981–1911 гг.) – 20 лет; многоводья (1911–1916 гг.) – 5 лет; маловодья (1916–1930 гг.) – 14 лет.
Для установления ритмов высокого стояния воды в аласных озерах северной части ЛеноАмгинского междуречья были взяты спилы лиственницы даурской в районе аласа Уот-Сиэбит. Дендрологические исследования показали, что повышения уровня озера повторяются через 10 – 12 лет [2].
Сохранились сведения о том, что в середине XIX в. аласы региона были сухими. Во второй половине XIX и начале XX вв. многие аласы обводнялись. По спилам деревьев, которые росли на дне
аласа в период иссушения установлено, что усыхание аласов (засушливый период) длилось 100 – 120
лет. Выше были показаны колебания уровня аласных озер и их зависимость от изменения суммы атмосферных осадков. При этом установлено, что на колебания уровня озер определенное влияние оказывают летние атмосферные осадки.
Непрерывные наблюдения на гидрологических постах на оз. Тюнгюлю и Чурапча проведены с
1966 г. Анализ их данных показал, что колебания уровня аласных озер на Лено-Амгинском междуречье зависят от распределения осадков по сезонам и температуры воздуха за летний сезон.
М.К. Гавриловой [5] установлено, что с озер Центральной Якутии воды испаряются в два – четыре раза больше, чем выпадает осадков (в их бассейне). В отдельные засушливые годы испарение с
водной поверхности превышает количество осадков в шесть-семь раз, а в отдельные летние месяцы –
более чем в десять раз. Поскольку лето в Центральной Якутии часто бывает засушливым, озера в настоящее время интенсивно усыхают. Отсюда видно, что температура воздуха в летний период оказывает определенное влияние на интенсивность изменения водности озер.
Нами была сделана попытка выявить зависимость между ходом уровня озер и общей увлажненностью территории. При этом учитывалась температура воздуха в летний период. Сравнивая
имеющиеся данные по колебаниям уровня озер с коэффициентом условного увлажнения, видим, что
они в основном совпадают. Поэтому по условному коэффициенту увлажнения территории в какой-то
мере можно судить о колебаниях уровня аласных озер. На основе собранных материалов построен
график хода уровня озер с 1891 г. по настоящее время, с учетом хода коэффициента увлажнения.
На основании собранного фактического материала выяснено, что наиболее низкие уровни озер
наблюдаются примерно каждые 100 – 150 лет. На фоне этого наиболее длительного ритма происходят разнопериодные кратковременные колебания. На территории Центральной Якутии отмечались
катастрофические подъемы воды в озерах буквально за один сезон в периоды повышения увлажнения
территории. Очевидно, такие резкие подъемы уровня озер происходят при случайных колебаниях
водного баланса около постоянных средних значений [4]. Весьма примечательно, что на юге Западной Сибири время от времени также наблюдается резкое увеличение майских и апрельских осадков
[6]. Характерно, что в отмеченные В.К. Ивановым [6] годы с большими осадками в апреле и мае в
аласных озерах Якутии также наблюдался высокий уровень воды. О ритмичности обводнения озер
Средней Азии и Западной Сибири говорится и в трудах А.В. Шнитникова [10]. При сравнении наших
данных с данными А.В. Шнитникова отмечен единый ритм хода увлажнения с некоторыми сдвигами
фаз. Ритмический характер колебания уровня оз. Байкал обнаружен Г.В. Лопатиным [8]. Во времени
они также имеют общий характер с колебаниями уровня аласных озер.
Приведенные примеры еще раз подтверждают вывод о том, что изменение уровня аласных озер
зависит от общей увлажненности территории. Причем, по А.В. Шнитникову [10], увлажнение имело
единый ритм хода во всем Северном полушарии. С 1891 г. по 1980 г. выделены следующие фазы обводнения: 1891 – 1901 гг. – маловодья; 1902 – 1917 гг. – многоводья; 1918 – 1930 гг. – маловодья;
1931 – 1934 гг. – многоводья; 1935 – 1950 гг. – маловодья; 1951 – 1973 гг. – многоводья; 1973 –
1979 гг. – фаза маловодья; 1980 – 1984 гг. – многоводья; 1985 – 1990 гг. – маловодья.
При этом наивысший уровень озер наблюдался в начале ХХ в., т.е. в этот период происходило
наиболее интенсивное разрушение межаласных ландшафтов путем переработки берегов термокарстовых озер, в том числе и аласных. Последующие фазы многоводья по абсолютному значению были
меньше, что привело к уменьшению количества вод аласных озер, и как следствие этого явления, – к
затуханию разрушений межаласных ландшафтов.
В юго-западной окраине аласа Тюнгюлю нами изучены отложения краевого аласа. Исследование донных отложений краевого аласа и самого аласа Тюнгюлю показывают, что обводнение аласов
происходило около 2380 лет назад (ИМ-133). Прослои органических и древесных остатков, вскрытые
73
шурфом на дне большого аласа Тюнгюлю, говорят о длительном обмелении озера. Деревья, выросшие на дне этого аласа, погибли при повторном обводнении. Время этого события определено двумя
радиоуглеродными методами (1295±12 (ИМ-372), 1255 (ИМ-368). Таким образом, пни, которые мы
наблюдаем в настоящее время на дне многих аласов Центральной Якутии, свидетельствуют о наличии сухого климатического периода в конце ХVIII и начале ХIХ вв. [1]. Это подтверждается архивными документами.
На основе приведенных данных построен график изменчивости увлажнения Лено-Амгинского
междуречья за многолетний период (рис.). Как видно, на фоне продолжительных колебаний увлажнения территории во втором тысячелетии прослеживаются более короткие внутривековые колебания.
Рис. Многовековая изменчивость общей увлажненности Лено-Амгинского междуречья.
Изучение разреза донных отложений аласных озер показывает, что развитие аласных озер шло
не только в сторону прогрессирующего усыхания. По строению донных отложений можно судит о
неоднократности обмеления и обводнения аласов. Широкое развитие этих явлений в исследуемом
регионе позволяет сделать вывод о зависимости обводнения аласов от общего увлажнения территории.
Выводы. 1. Разрушение межаласных ландшафтов происходит в периоды высокого стояния воды в термокарстовых озерах. Выделяется многовековой ритм, обусловленный изменчивостью общей
увлажненности территории. В нем прослеживаются вековые и внутривековые колебания. Наиболее
интенсивные разрушения многолетнемерзлых пород происходят через 150 – 180 лет. В этом ритме
происходит полное обводнение и усыхание аласных котловин.
2. Последнее высокое стояние воды в аласных озерах происходило с 20-х годов ХІХ в. до начала ХХ в. В этот период наблюдалось массовое расширение и слияние аласных котловин. Следующее
массовое обводнение аласов и связанное с этим явлением оживление термокарстовых и термоабразионных процессов ожидалось в восьмидесятых годах текущего столетия, что и подтверждается обстановкой последних лет.
Литература
1. Босиков Н.П. Динамика уровней и развитие аласных озер Центральной Якутии // Известия ВГО. –
1977. – Т. 109, вып. 4. – С. 357 – 361.
2. Босиков Н.П., Ловелиус Н.В. О дендроиндекации колебаний уровня аласных озер Центральной Якутии
// Известия ВГО. – 1979. – Т.111, вып. 1. – С. 64 – 66.
3. Босиков Н.П. Эволюция аласов Центральной Якутии. – Якутск: ИМЗ СО РАН, 1991.– 128 с.
4. Будыко М.И., Юдин М.И. О колебаниях уровня непроточных озер // Метеорология и гидрология. – Л.:
Гидрометеоиздат, 1980. – № 6. – С. 15 – 19.
5. Гаврилова М.К. Микроклиматический и тепловой режим озера Тюнгюлю // Вопросы географии Якутии. – Якутск: Якут. кн. изд-во, 1969. – С. 12 – 23.
6. Иванов В.К. Об одной особенности апрельских и майских осадков (к характеристике осадков в Западной Сибири) // Метеоролог. вестник. – 1931.– Т. 41, № 1. – С.12 – 13.
7. Климатический справочник СССР. – Л.: Гидрометеоиздат, 1956. – Вып. 24.– 472 с.
8. Лопатин Г.В. О многолетнем колебании уровня оз. Байкал // Докл. АН СССР. – 1954. – Т. 94, № 6. С.1041 – 1043.
9. Справочник по климату СССР.– Якутск, 1973. – Вып. 24, ч. 2. – 572 с.
10. Шнитников А.В. Изменчивость общей увлажненности материков Северного полушария // Записки ГО
СССР. Нов. сер. – М. – Л., 1957. – Т.16. – 337 с.
74
ЭКЗОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ И ДИНАМИКА РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ БЕРЕГОВ
ТУГУРСКОГО ЗАЛИВА (ОХОТСКОЕ МОРЕ)
Бровко П.Ф.,1 Леонова Т.Д. 2
1
Дальневосточный федеральный университет, г. Владивосток, brovko@meteo.dvgu.ru
2
Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева, г. Владивосток
leon@poi.dvo.ru
Тугурский залив считается местным полюсом холода, развитие его берегов, как и рельефа, имеет специфические черты, обусловленные продолжительностью ледостава (8-9 мес.), который ограничивает волновое воздействие на сушу. Поэтому неволновые факторы переработки побережья здесь
приобретают большое значение. Среди них следует указать на геологическое строение, тектонические движения, денудацию, морозное выветривание, наледеобразование, другие нивационные процессы, а также деятельность морского льда. Приливные колебания уровня моря, течения, аллювиальные и оползневые процессы занимают промежуточное положение в этом ряду [1].
Побережье Тугурского залива сложено комплексом пород с различной устойчивостью к денудации и образующими отчетливо выраженные в рельефе тектонические складки, разбитые сбросами
[2]. Эти морфоструктурные элементы обусловили первичные контуры береговой линии залива. Затопление морем депрессий в южной части определило направленность береговых процессов по аккумулятивному типу.
Важную роль в формировании побережья играет селективная денудация. Крутое падение способствует отчленению отдельных блоков от коренных массивов и обрушению их к подножию клифов. При склоновом сносе на поверхности морского льда оказываются глыбы, размеры которых достигают до 10 м в диаметре. До начала стока талых вод формируются мощные конуса выноса, микрообвалы и оседания практически вдоль всего побережья.
На берегах Тугурского залива время активного действия абразии сокращено из-за короткого
периода действия волн, когда море свободно ото льда. Абразия клифов, сложенных скальными трещиноватыми, сильно выветренными породами, усиливается влиянием приливов. Колебания уровня
приводят к высокому темпу морозного выветривания в зоне приливной осушки. В условиях частого
перехода от положительных к отрицательным температурам воздуха возрастают скорости выветривания береговых склонов и их денудация. Поэтому скорости разрушения скальных пород клифов
Е.И. Арчиков и П.Ф. Бровко [3] оценивают в 0,1 м/год.
В условиях ослабленного волнового режима увеличивается значение приливо-отливных движений водных масс. Приливно-отливные воздействия для Тугурского залива являются важными факторами в формировании и в развитии берегового рельефа. Под воздействием приливо-отливных процессов практически вдоль всего побережья залива сформировался особый элемент береговой зоны –
осушка. Они обуславливают формирование эрозионных и структурно-денудационных форм (каналы
стока приливно-отливных вод, впадины, мульды и т. д.) (рис. 1).
Рис. 1. Изменение профиля участка берега Тугурского залива за десятилетие.
Амплитуды колебания уровня моря в Тугурском заливе достигают 7,3 м в сизигии, а в квадратуру – 1,8 м. Наибольшая величина прилива в вершине Тугурского залива (10,1 м) [4]. В губе Асман в
сизигийный отлив обнажается полоса шириной до 7 км. Во время прилива маломерное судно свободно заходит в поселок Тугур.
75
Действие припайного льда восполняет недостаточность волновой деятельности в зимний период. Он выпахивает поверхность пляжа и осушек, образуя борозды; перемещаясь по мелководью, работает как взрыхлитель осадков; скалывает выступающие части абразионных останцов, бенча, клифа.
Отдельные глыбы, выброшенные на берег, могут быть погребены наносами, после их вытаивания на
поверхности возникают инверсионные формы микрорельефа в виде воронок и западин. За счет деятельности льда в Шантарском регионе в море поступает 185 т/км берега в год, тогда как абразия поставляет всего 3,5 т/км берега в год [5].
Районирование побережья Тугурского залива (рис. 2А) позволило выявить особенности экзогенных геоморфологических процессов береговой зоны и подтвердили высказывания О.К. Леонтьева
[6], что абразионные и аккумулятивные участки берегов образуют единые взаимодействующие системы, причем участки размыва в таких системах служат источниками поступления наносов на аккумулятивные участки.
В Северо-Западном Тугурском береговом районе (рис. 2А) унаследованное развитие первичных
неровностей берега в условиях дефицита обломочного материала, связанного, в первую очередь, с
отсутствием крупных рек (терригенного материала) и активной гидродинамической обстановкой
привело к образованию абразионно-бухтового побережья с практически полным отсутствием пляжей.
Здесь создаются условия, при которых происходит абразионно-эрозионное срезание мысов, а в вершинах бухт (Мамга, Корель, Уйкан и др.) (рис. 2Б) нет условий, благоприятных для накопления. Абразия, действие припайного льда, приливо-отливные и стоковые течения, нивационные процессы за
короткий срок меняют облик абразионных мысов, срезая кекуры и нивелируя поверхность бенча.
В Южно-Тугурском береговом районе реки Тугур, Элгикен выносят большое количество обломочного материала, способствующего формированию ваттового побережья, для которого характерны
прибрежная субгоризонтальная заболоченная низменность (марш), постепенно сменяющаяся поверхностью илистой осушки (рис. 2 А, Б).
Сильные приливно-отливные и стоковые течения обеспечивают быстрый перенос обломочного
материала, образовавшегося в результате разрушения западного берега и выноса рек южной части
залива. Путь наносов проходит вдоль осевой части залива (со смещением к востоку).
Рис. 2. А – Геоморфологическое районирование и типы берегов Тугурского залива. Типы берегов: 1 – абразионные; 2 – абразионно-денудационные бухтовые; 3 – абразионно-денудационные мелкобухтовые; 4 – абразионно-денудационные выровненные; 5 – аккумулятивные с широким пляжем,
осложненным баром; 6 – аккумулятивные ваттовые. 7 – границы и номера береговых районов (1 –
Северо-Западный Тугурский, 2 – Маймагунский, 3 – Южно-Тугурский, 4 – Восточно-Тугурский, 5 –
Северо-Восточный Тугурский); 8 – изобаты; 9 – осушка; 10 – предполагаемое местоположение ПЭС.
Б – Профили участков берегов Тугурского залива. Состав отложений: 1 – ил; 2 – песок; 3 –
галька, гравий, валуны; 4 – коренные породы.
76
Вершины бухт (Ангандя, Берсеньева, Первенца и др.) Северо-Восточного Тугурского (рис. 2Б)
берегового района являются регуляторами баланса наносов во вдольбереговом потоке. В этих бухтах
происходит частичная разгрузка потока наносов, и формируются береговые валы, т.е. идет наращивание берега. Причем можно сделать предположение об увеличении мощности потока наносов, так
как подводных валов больше там, где она возрастает. Также нужно отметить, что высота валов, составляющих береговую аккумулятивную террасу, на побережье Тугурского полуострова одинакова, а
это служит, надежным морфологическим признаком тектонической стабильности при малоизменяющихся в среднем гидродинамических условиях.
Таким образом, в вершинах бухт восточного берега залива преобладают процессы аккумуляции, а на западном – процессы абразии.
Природные условия – высота прилива 7,4 м в суженной части залива; сложенные прочными
кристаллическими породами берега, защищенность грядой Шантарских островов от тяжелых охотоморских льдов и волнения – позволяют рассматривать в Тугурском заливе (м. Мамга – м. Берсенева)
возможность расположения створа приливной электрической станции (ПЭС) [7].
А.М. Короткий и Г.П. Скрыльник [8] относят юг Дальнего Востока к динамически активным
зонам с весьма неустойчивыми ландшафтами. Следовательно, выбор стратегии природопользования
в исследуемом районе должен быть «щадящим», максимально учитывающим существующие природные риски и определяемые ими экологические ограничения. Технические системы (ПЭС) существенно меняют ход развития ведущих экзогенных геоморфологических процессов, осложняют экологическую обстановку, что, как правило, приводит к необратимым изменениям природной среды.
При установившемся гидродинамическом режиме на дне Тугурского залива не происходит
прогрессивного накопления илистых наносов в прибрежной зоне. С постройкой плотины динамическое равновесие будет нарушено, создадутся условия, характерные для закрытых акваторий (ведь
плотина может отсечь активную часть Тугурского залива) и, возможно, отсеченная ПЭС акватория,
начнет заиливаться, и произойдет расширение площадей занятых осушкой и маршами.
Литература
1. Сваричевский А.С., Леонова Т.Д. Берега Охотского моря // Гидрометеорология и гидрохимия морей.
Охотское море, Т. IX. – С-Пб.: Гидрометеоиздат, 1998. – С. 9-13.
2. Геологическая карта Дальнего Востока СССР и прилегающих акваторий. М 1:1500 000. – Л.: ВСЕГЕИ,
1986.
3. Арчиков Е.И., Бровко П.Ф. Климатические факторы формирования рельефа береговой зоны Западного
Приохотья и Северного Сахалина // Климатическая геоморфология Дальнего Востока. – Владивосток: ДВНЦ
АН СССР, 1976. – С. 50-56.
4. Супранович Т.И. Приливные явления // Гидрометеорология и гидрохимия морей. Охотское море. Т.
IX. – СПб.: Гидрометеоиздат, 1998. – С. 176-188.
5. Арчиков Е.И. Некоторые особенности зимних геоморфологических процессов береговой зоны Шантарского моря // Проблемы зимоведения. – Чита, 1972. – Вып. IV. – С. 99-101.
6. Леонтьев О.К. Изучение древних береговых линий и морских террас // Применение геоморфологических методов в cтруктурно-геологических исследованиях. – М: Недра, 1970. – С. 148-156.
7. Приливные электростанции / Л.Б. Бернштейн, В.А. Силаков, С.Л. Гельфер и др. – М.: Энергоатомиздат, 1987. – 286 с.
8. Короткий А.М., Скрыльник Г.П. Ведущие природные факторы и аномальные явления юга российского
Дальнего Востока // Материалы XIII научного совещания географов Сибири и Дальнего Востока. Т. 1. – Иркутск: Изд-во Ин-та географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, 2007. – С. 62-63.
РАЙОНИРОВАНИЕ ОПАСНЫХ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ
В ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЭКОЛОГИЧЕСКОЙ ЗОНЕ БАЙКАЛЬСКОЙ
ПРИРОДНОЙ ТЕРРИТОРИИ
Владимиров И.Н., Сороковой А.А., Выркин В.Б., Опекунова М.Ю.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, postman@irigs.irk.ru
Центральная экологическая зона Байкальской природной территории (ЦЭЗ БПТ) представляет
собой сложную природно-хозяйственную систему с особыми физико-географическими, экологическими и социально-экономическими условиями развития.
77
Основная функция центральной экологической зоны – сохранение уникальной экологической
системы оз. Байкал и предотвращение негативных воздействий хозяйственной и иной деятельности
на ее состояние. Важнейшим показателем экологической ситуации являются экзогенные процессы,
обусловленные эндогенными силами, климатическими, геоботаническими и другими физикогеографическими условиями [1].
Главными опасными экзогенными процессами, протекающими на побережье озера и в его горном обрамлении, являются следующие: сели и селевые паводки, оползни и оползни-сплывы, обвалы
и осыпи, эрозионные процессы, лавины, дефляция, курумообразование, карст, суффозионнопросадочные процессы, болотообразование.
С целью определения и анализа экологической ситуации Байкальской природной территории
проведено ее районирование с выделением участков, различных по характеру и интенсивности протекания этих процессов. Основными критериями для выделения районов послужили морфология
рельефа морфология рельефа и его морфометрические характеристики, характер слагающих территории горных пород и отложений, особенности пространственно-временного развития выше названных
процессов вместе с ландшафтными характеристиками.
Построена карта районирования опасных геоморфологических процессов в ЦЭЗ БПТ. Процессы на карте обозначены символами S – сели, L – лавины, Е – эрозия (в том числе и водная), O – обвально-осыпные процессы, Р – оползни, F – сплывы, Q – курумы, D – дефляция, B – болота, процессы
заболачивания, К – карст, П – суффозионно-просадочные процессы.
Каждый из вышеперечисленных процессов характеризуется типом риска (на карте районирования показаны латинскими буквами): одноразовый, скрытый, постоянный и переменный, а также характером распространения (показаны римскими цифрами) – линейный, площадной, полосообразный,
точечный, единичный.
Таким образом, для каждого выдела существует определенный набор процессов со свойственным им типом риска и характером распространения.
К районам с наибольшим набором опасных экзогенных процессов, относятся Кругобайкальский, Хамар-Дабанский, Иволгинский, Улан-Бургасинский (юг), п-ов Святой Нос, Баргузинский,
Байкальский, Елохинско-Хейремский, то есть практически все горное обрамление озера. В то же
время территории устьевых частей крупных рек, озерных террас и т.д. характеризуются меньшим набором протекающих на них процессов, но тип их воздействия оценивается как постоянный, а характер распространения преимущественно площадной, благодаря чему эти районы также можно отнести
к зонам повышенной опасности (рис.).
Сели – наиболее мощный разрушительный процесс, наносящий ущерб деятельности человека.
Развитию селей обычно вызывается резким изменением гидрометереологической обстановки. Для
территории исследования характерны как водокаменные, так и грязекаменные сели [2].
Селеопасны реки на участке (порт Байкал – пос. Култук) – Б. Баранчик, Б. Шумиха, Ивановка,
Б. Пономаревка, Маритуй, Шарыжалгай, Б. Половинная, Шабартуй, Б. Крутая Губа, Ангасолка. Здесь
преобладают грязекаменные потоки [2].
В высокогорной и среднегорной части хр. Хамар-Дабан, а также прибрежной полосе от г. Слюдянки до пос. Утулик разрушительные селевые потоки время от времени проходят по рекам. Особенно разрушительные селевые потоки время от времени проходят по рекам Слюдянка, Безымянная, Б.
Куркавочная, Утулик, Бабха, Харлахта, Солзан, Б. и М. Осиновка и Хара-Мурин, а также по ручьям
Голанский, Ямный Ключ и Банный Ключ. Среднеселеопасны ручьи Сухой Лог, Буровщина, Падь
Муравьева Аргунская, Красный, Болотный, “Студенческий” и Семиречка. Остальные ручьи этого
отрезка побережья слабо и потенциально селеопасны (Сухой Ручей, Падь Скачкова, Ручей, Ключ,
Ширингаиха и Шанхаиха), Этот район характеризуется преобладанием водогрязекаменных и водокаменных селевых потоков. Так, в июле 1971 г. объем снесенного селями твердого материала составил
в Ключе Ямном около 20 тыс. м3, Ключе Банном – 7-8 тыс. м3, ручье Ширингаиха – 5 тыс. м3, р. М.
Осиновка – 6,5 тыс. м3, р. Бабха – 25,3 тыс. м3 [3, 4].
Селевой процесс занимает одно из ведущих мест в преобразовании рельефа хр. Байкальский и
Верхнеангарский. Водокаменные сели наблюдались в долинах рек Рель и Гоуджекит и других [2].
Склоны долин хребтов интенсивно изрезаны лавинными лотками, ограниченными с двух сторон скалистыми крутыми стенками. По бортам лавинных лотков интенсивно протекают обвально-осыпные
процессы, а в днищах иногда формируются сплывы, переходящие в склоновые сели.
Реки и ручьи восточного склона Байкальского хребта коротки, имеют крутое падение и резкие
переломы продольного профиля. Крутые и очень крутые склоны долин подвержены воздействию активных гравитационных процессов (обвалов, лавин, осыпей), поставляющих в днища долин большое
78
количество обломочного материала, впоследствии сносимого в устья рек и озеро Байкал селевыми
паводками и селями. Все водотоки этого района в различной степени селеопасны, причем, по данным
Б.Ф. Лута [5] и Б.П. Агафонова [2], здесь преобладают водокаменные сели. Практически не селеопасны долины небольших рек Элигея, Глубокой Пади и Замы. Реки Зундук, Улан-Хан, Курма и некоторые ручьи района селеопасны.
Рис. Фрагмент карты «Районирование опасных геоморфологических процессов Центральной
экологической зоны Байкальской природной территоррии».
Цифрами на карте обозначены: 1. E1c, 2. E1c B4c K4c, 3. E1c K4c, 4. E2c O4c F4c П4с K4c,
5. E4c K4c П4с, 6. E4c O4c, 7. K4c E4c П4с, 8. L4c O4c, F4c, Q3c E2c P4c, 9. O4c F4c E2c, 10. O4c F4c
E2c P4c, 11. O4c F4c Q4c E2c P4c L4c, 12. O4c Q3c E2c S4c F4c L4c, 13. S4c E1c, 14. S4c E4c, 15. S4d
E1c, 16. S4d O4c Q4d E2d.
Южная часть хр. Улан-Бургасы и Баргузинский хребет также характеризуются высокой степенью вероятности развития селевых процессов.
В пределах сложенных неоген-четвертичными отложениями Утуликско-Солзанской и Танхойско-Мысовская равнин, реки, такие как Выдриная, Осиновка Танхойская и другие, среднеселеопасны,
с преобладанием наиболее интенсивных водокаменных селей. В пределах заболоченной КултукскоСлюдянской низменности с развитой толщей верхнечетвертичных отложений бассейны рек Култучная и Талая неселеопасны, а река Похабиха (Жертв Революции) – слабоселеопасна.
В районе Морского хребта сели формируются крайне редко, в основном по боковым притокам
р. Бол. Сухая. Реки среднегорного пояса Баргузинского хребта, такие как Шегнанда, Кодакта, Томпуда слабоселеопасны. Здесь получили распространение транзитные водокаменные сели, возникающие
от аномально бурных ливней. Прохождение селей возможно в бассейнах рек, впадающих в Иркутское водохранилище (Бол. и Мал. Крестовка, Большая Речка).
Снежные лавины в пределах территории исследования широко распространены в гольцовой
зоне Байкальского, Верхнеангарского, Баргузинского хребтов, а также Хамар-Дабана и УланБургасы. Формированию снежных лавин способствует высокогорный контрастный рельеф, высокая
мощность снежного покрова (высотный пояс максимального снегонакопления находится в пределах
79
1400-1800 м), изменение физических свойств снега в процессе накопления. Преобладающая масса
лавин формируется в конце марта – апреле [6]. Как правило, прохождение лавин не сопровождается
катастрофическими разрушениями, но способствует усилению паводковой, селевой деятельности и
других процессов.
Обвалы – это обрушения больших массивов и блоков горных пород, которые оказывают значительное влияние на развитие крутых склонов. Объемы обвалившейся горной породы могут быть различными, но чаще всего в регионе формируются небольшие обвалы с объемом породы от десятков до
сотен, а иногда и миллионов кубических метров [7]. Обвальные процессы обычно протекают в массивах горных пород, имеющих потенциальные поверхности отрыва из-за различных видов трещиноватости (тектонической, литогенетической, бокового отпора, выветривания) или ввиду наличия крутопадающих плоскостей напластования.
Крутизна осыпных склонов в зависимости от размеров и формы обломков горных пород в соответствии с предельными величинами углов естественного откоса изменяется от 250 до 40-450. Характер осыпей не везде одинаков, что зависит от целого ряда причин и прежде всего от состава горной породы и ее особенностей, а также от времени накопления материала и крутизны склонов, на которых формируются осыпи. Таким образом, обвально-осыпные процессы преимущественно распространены в высоко- и среднегорном поясах хребтов Хамар-Дабан, Баргузинский, Приморский, Байкальского, Верхнеангарский, Морской, Улан-Бургасы, о. Ольхон, п-ва Святой Нос.
На описываемой территории оползни и процессы сплывы развиты преимущественно на подрезанных и подмытых склонах, на шлейфах из глинистого и суглинистого материала. Оползни развиты
как в береговой полосе в сочетании с абразией берегов, так и по долинам рек Клюевки, Аносовки,
Осиновки, Танхойской, Мишиха, Бол. Язовка, Переемная. Участки побережья от устья р. Переемная
до рыбпункта Поворот, зал. Сор – р. Мантуриха, р. Оймур – р. Бол. Сухая характеризуется интенсивной абразией берегов, которая провоцирует процессы оползания [8]. Оползневые процессы распространены в устье р. Мантурихи, станции. Боярск. Скорость отступания берегового абразионного уступа у м. Облом составляет 1 см/год [2]. Оползневые склоны, подрезанные сейсмотектоническими
рвами и уступами, получили распространение на юго-восточной оконечности полуострова Святой
Нос, а в долинах рек Турка, Коточик, Кика, устьевых участков рек Мал. Сухая, Черемшанка, Песчанка распространены оползни малых объемов [2]. В долинах крупных рек Сосновка, Туркулик, Большая, Кабанья отмечаются оползневые процессы [2]. Вдоль Байкальского хребта от м. Елохин до Котельниковского распространены оползнеактивные склоны, подрезанные сейсмотектоническими рвами. На уступах террас рек Верхняя Ангара и Кичера также отмечаются оползневые процессы.
Курумы представляют собой подвижные скопления грубообломочного материала в виде каменных плащей и потоков, чаще всего лишенных древесной растительности. Они имеют широкое
площадное распространение в пределах гольцового пояса гор и реже представлены в таежном поясе.
Курумы развиваются в основном на склонах крутизной 3-350, сложенных главным образом трещиноватыми скальными породами: гранитоидами, гнейсами, сиенит-порфирами, кристаллическими сланцами и песчаниками. Гольцовые склоны нередко полностью покрыты плащами глыбового материала.
Таким образом, к зоне распространения курумов относится большая часть горной территории.
Эрозионные процессы разделяются на линейную, площадную эрозию и абразию. Площадной
эрозии подвержена вся территория исследования, линейная эрозия наиболее интенсивно проявляется
в лесном ярусе. По расчетам Б.П. Агафонова [2] наибольшей эрозионно-денудационной интенсивностью отличаются долины рек хр. Хамар-Дабан, Селенги, Баргузина, Верхней Ангары, в меньшей степени – Баргузинского хребта.
Абразионно-аккумулятивная деятельность способствует формированию различных типов берегов, тем самым определяя и интенсивность эрозионного процесса на различных участках территории.
Асимметрией тектонического строения бортов впадины озера обусловлена как асимметрия в распределении типов береговых процессов, так и различия в скорости отступания берегов в результате абразии на юго-восточном и северо-западном побережьях. На юго-восточном побережье Байкала преобладают аккумулятивные активно размываемые берега, тогда как на северо-западном распространены менее абрадируемые коренные скальные склоны. По данным Б. П. Агафонова [2] среднемноголетняя скорость отступания береговых абразионных уступов на юго-восточном побережье составляет
22,09 см/год, а на северо-западном – 11,16 см/год.
Карстообразование в рассматриваемом районе связано, в основном, с нижне-, среднекембрийскими и нижнеордовикскими карбонатными толщами, слагающими поверхность. Благоприятными
предпосылками для широкого распространения карстовых процессов являются низкое (до 200 м) положение местного базиса эрозии, большая мощность (до 250 м) зоны аэрации, интенсивное физиче-
80
ское выветривание и островное распространение криолитозоны. Относительно небольшое количество
осадков (около 400 мм/год), дислоцированность карбонатного комплекса, напротив, ограничивают
развитие карстовых процессов.
Карстообразование наиболее характерно для территорий Предбайкальской впадины и Приморского хребта, Байкальского хребта (в месте перехода в низкогорную часть Приморского хребта),
о. Ольхон и Приольхонья, юго-западное побережье озера Байкал. Например, р. Кочерикова (Черная
Падь) из-за наличия карстовых источников имеет относительно зарегулированный сток, а в паводки,
выходя на плоское днище Кочериковской котловины, оставляет основную часть твердого стока в ней
и лишь небольшая его часть попадает непосредственно в озеро. По рекам Слюдянке и Похабихе выявлен ряд пунктов, где есть утечка поверхностных вод в расширенные коррозией тектонические трещины, разгрузка которых происходит в долине р. Похабихи.
Болотные массивы и заболоченные участки приурочены к территориям с избыточным увлажнением и распространением рыхлых пород. Значительная часть болотных массивов приходится на
районы Баргузинской, Верхне-Ангарской впадин (связаны с деградацией многолетней мерзлоты и
неотектоникой) и дельты Селенги. Заболочены районы по северо-восточному побережью озера (р.
Бол. Язовка, оз. Котокель, р. Баргузин), западному берегу Среднего (м. Коврижка, Онгурены, дельта
р. Бол. Голоустной) и юго-восточному берегам Южного Байкала (Утуликско-Солзанская и Танхойско-Мысовская равнина, Слюдянско-Култучная низменность).
Процессы дефляции (развевания песков) приурочены к эоловым песчаным массивам, развитым
на флювиогляциальных, озерных и аллювиальных отложениях. Эоловые массивы могут быть как
древние (верхнеплейстоценового возраста) – это Баргузинская котловина, район дельты Селенги,
остров Ольхон, район Томпуды, Горячинска, так и современные – террасы рек Баргузина, Селенги,
устье Верхней Ангары, районы Энхалука, бухты Песчаная, Горемыки и др.
Литература
1. Асоян Д.C. Методика эколого-геоморфологического картографирования горных стран по материалам
космических съемок // Геоморфология. – 1999. – №4. – С. 29-39.
2. Агафонов Б.П. Экзолитодинамика Байкальской рифтовой зоны. – Новосибирск: Наука, 1990. – 176 с.
3. Агафонов Б.П. Распространение и прогноз физико-географических процессов в Байкальской котловине // Динамика Байкальской впадины. – Новосибирск: Наука, 1975. – С. 59-138.
4. Иметхенов А.Б. Катастрофические явления в береговой зоне Байкала. – Улан-Удэ, 1994. – 65 с.
5. Лут Б.Ф. Геоморфология Прибайкалья и впадины озера Байкал. – Новосибирск: Наука, 1978. – 212 с.
6. Инженерная геология Прибайкалья / Под. ред. Г.Б. Пальшина. – М.: Наука, 1968. – 191 с.
7. Хромовских B.C. Сейсмология Южного Прибайкалья. – М.: Наука,1965. – 122 с.
8. Иметхенов А. Б. Природа переходной зоны на примере Байкальского региона. – Новосибирск: Изд-во
Сиб. отд-ние РАН, 1997. – 231 с.
НЕКОТОРЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
ОКИНСКОЙ И ИЛЬЧИРО-КИТОЙСКОЙ КОТЛОВИН ВОСТОЧНОГО САЯНА
Выркин В.Б.
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, vyrkin@irigs.irk.ru
Окинская и Ильчиро-Китойская котловины расположены в центральной части Восточного Саяна, образуя краевые северо-западный и юго-восточный участки Окинского или Центрального (по
С.В.Обручеву [1]) плоскогорья, главной особенностью которого является сочетание высоких плоских
вершинных ступеней с базальтовыми плато, находящимися на высотах от 1800 до 2500 м [2, 3]. В
плоскогорье врезаны долины рек Оки, Иркута и их притоков. Со всех сторон над ним возвышаются
горные хребты, достигающие высот 3000-3491 м.
В северо-западном углу плоскогорья, на границе с хребтом Кропоткина, расположена Окинская
котловина длиной до 60 и шириной от 2 до 10 км. Она имеет почти широтное простирание и включает долины рек Оки, Жомболока и Улзыты (Илеза). Высота ее днища составляет 1175-1400 м. Окинская котловина и ее ближайшее горное окружение входят в зону сплошной криолитозоны с мощностью многолетнемерзлых пород 100-500 м и температурой от -1 до -50 [4].
Юго-западная часть котловины начинается с устья долины р. Сенцы, где она имеет 3 надпойменных террасы (верхняя высотой 25 м) и два уровня поймы высотой 2 и 4 м. Русло реки в низовьях
81
висячее, в нижнем течении она активно врезается в днище долины (регрессивная эрозия выражена
вверх по долине до 2 км выше устья, расположенного на высоте 1300 м). Возле пос. Шаснур в долине
Сенцы на высоте около 1380 м сформированы боковые морены позднеплейстоценового оледенения.
Выше Шаснура р. Сенца активно меандрирует, здесь зафиксировано наличие пойменных и термокарстовых озер. Долина Сенцы в среднем течении весьма сырая и местами заболоченная, особенно в
устье левого притока – р. Дэдэ-Хутэл.
Ниже устья Сенцы долина Оки расширяется, тайга сменяется степями. На левобережье Оки
возле устья Сенцы наблюдается два уровня поймы (2 и 4 м) и четыре надпойменных террасы высотой
7, 12, 18 и 25 м. Как здесь, так и ниже по течению, до урочища Шэбэй, Ока на 30 м врезана в днище
котловины. На участке реки ниже урочища Зун-Ухэргэй она пересекает базальтовые покровы, образуя
каньон. Ниже урочища Шэбэй река начинает дробиться на рукава, образуя многочисленные острова,
особенно активно перед входом в ущелье Орхо-Бом хребта Кропоткина (урочище Тухэрен-Тала).
В южной части котловины расположено урочище Монголжон – широкая плоская степная равнина, которая обрывается к низкой надпойменной террасе Оки уступом высотой около 40 м. В пределах урочища наблюдаются слабо выраженные пологие продольные гряды, а в супесчано-суглинистых
отложениях встречается хорошо окатанная галька. Эта плоская поверхность образована позднеплейстоценовым флювиогляциальным потоком, шедшим на восток от тающего Жомболокского ледника
через небольшое ущелье хребта Водораздельного к р. Оке. В северной части урочища отмечен небольшой участок песчаных отложений, подверженный в настоящее время дефляции.
На правобережье Жомболока у лет. Борик и выше по течению фиксируется наличие бугристозападинного моренного рельефа (высота 1400-1430 м). На левом берегу Жомболока у лет. Обтой и у
моста имеется высокая пойма высотой 2 м и надпойменная терраса высотой 10-12 м. Здесь же, на
правобережье, фиксируется базальтовый поток возрастом моложе 12 тыс. лет [5], покрытый ельником
лишайниковым (на космическом снимке отличается темно-бордовым цветом). Видимая мощность
базальтового потока, впервые отмеченного еще в 1865 г. П.А.Кропоткиным [6], около 3 м. Рельеф
преимущественно бугристо-западинный с трещинами, иногда плоский. Поток покрыт в основном
еловым лесом с отдельными лиственницами, напочвенный покров лишайниковый, иногда моховой.
Поток неподвижен, в его теле происходит в настоящее время выветривание, зафиксированы отдельные следы пучения и просадок. У Жомболока в его нижнем течении практически каждый год формируется наледь мощностью до 1,5 м, следы существования которой определяются по белесому солевому налету и ошкуренности стволов деревьев.
Устье Жомболока расположено на высоте 1252 м, а в месте раздвоения на Жомболок и БагаЖомболок – 1317 м, т.е. на протяжении 4 км падение реки основного русла составляет 65 м. Русло ее
здесь порожистое, невыработанное, со скоростью течения 1,3-1,5 м/сек. В долине Оки возле устья
Жомболока имеются три надпойменные террасы высотой 5, 10 и 20-25 м и пойма высотой 4 м. На
правобережье Жомболока выше устья р. Обтой расположена морена позднеплейстоценового ледника,
возвышающаяся над днищем долины на 40-60 м. Днище долины Жомболока возле зим. Шарза широкое, местами заболоченное, течение реки спокойное, русло соединяется с озерами, расположенными
среди потоков базальтовых лав.
В устье р. Сайлаг (левый приток Оки) на протяжении около 300 м сформирован каньон в базальтах с небольшим водопадом высотой 3 м, образованный регрессивной эрозией реки. Здесь же
расположено устье р. Бага-Жомболок, заканчивающееся красивейшим водопадом высотой 14 м. Река
Ока в приустьевых частях этих притоков течет в каньоне с отвесными стенками и осыпями в нижних
их частях высотой 30 м, сложенных базальтами разных возрастных генераций. На правом борту долины Сайлага в верховьях его конуса выноса параллельно руслу расположены гряды, являющиеся,
видимо, боковыми моренами древнего ледника.
В нижней части подгорного шлейфа хребта Кропоткина между устьями ручьев Ехе-Саган-Сайр
и Саган-Сайр в настоящее время компанией ООО «Хужир Энтерпрайз» возведен горнообогатительный комплекс по переработке золотосодержащих руд месторождения «Коневинское»,
состоящий из обогатительной фабрики и вахтового поселка. Сам рудник подземных горных работ
находится в осевой части хребта Кропоткина. В будущем эти объекты могут представлять экологическую опасность для природы этого района из-за возможного загрязнения вод Оки и тогда предлагаемое Б.Д. Шарастепановым [7] создание государственного природного национального парка «Горная
Ока» вызывает ряд острых вопросов.
В юго-восточной части Окинского плоскогорья, на его контакте с Тункинскими и Китойскими
Гольцами, на высоте 1900-2050 м расположена Ильчиро-Китойская котловина, протягивающаяся с
юго-запада на северо-восток на 20-25 км и имеющая ширину от 2 до 5 км. Многолетнемерзлые гор-
82
ные породы распространены здесь до глубины 100-300 м и имеют температуру от –2 до -50 [4]. В котловине расположено два крупных (Ильчир, Тунку-Нур) и ряд небольших озер.
Некоторые частные геоморфологические материалы по этому району, особенно касающиеся
вопросов древнего оледенения, содержатся в работах В.Л. Комарова [8], П.И. Преображенского [9],
И.М. Забелина [10] и В.Н. Олюнина [2].
Днище Ильчиро-Китойской котловины сырое и покрыто травяно-кустарничковой растительностью. На космическом снимке ее днище почти не фиксируется, а сливается с моховыми лиственничниками бортов. В котловине встречается бугристый моренный рельеф, а в современных условиях на
пологих склонах (до 50) преобладают криогенно-склоновые процессы (дефлюкция, медленная солифлюкция, иногда десерпция). Такой же облик имеют верховья Китоя (ниже слияния рек Улзыты и Самарты), правда, здесь несколько посуше, видимо, из-за дренажа реки и несколько больших уклонов.
В днище долины Китоя на переходе в ее склоны формируется несколько наледей. На левом борту
долины расположена надпойменная терраса высотой 4 м. Отмечается наличие многолетних бугров
пучения со следами современного разрушения.
Севернее истока Иркута из оз. Ильчир на южном склоне гор на высоте 2300-2350 м, выше
верхней границы леса, расположены гирлянды солифлюкционных террас. На горно-таежных склонах
нередко наблюдается «пьянолесье», свидетельствующее о существенном влиянии мерзлотных процессов на морфогенез. Преобладающие процессы рельефообразования слабо волнистого, местами
мелкохолмистого, днища котловины – мерзлотные (не очень активное сезонное пучение и оттаивание). Многолетних бугров пучения и термокарста не зафиксировано, но есть небольшие солифлюкционные террасы высотой до 0,5 м в нижних частях склонов, обращенных к истокам Иркута (болотная солифлюкция). В центральной части котловины между озерами Ильчир, Тунку-Нур и р. Иркут
всхолмленная поверхность, покрытая мохово-осоково-кустарничковой растительностью, осложнена
отдельными мочажинами, пятнами-медальонами и мелкими торфяно-растительными кочками высотой 0,1-0,2 м. Русло р. Толта в котловине активно меандрирует, а близ впадения в Иркут имеет довольно крутое падение (10 м/км).
В этой котловине нет больших толщ аккумулятивных мелкодисперсных отложений, коренные
породы расположены близко от поверхности и в таких геолого-геоморфологических условиях нет
возможности интенсивного проявления мерзлотных процессов. Верхние горизонты отложений – это
щебнисто-глыбовые супеси и суглинки мощностью в несколько метров. Общий уклон поверхности
составляет 0-50, преобладают же уклоны 0-30. Русло Иркута в котловине имеет несколько озеровидных расширений. В месте выхода Иркута из котловины формируется наледь, ниже которой падение
реки увеличивается. По бортам долины Иркута и Гаргана Иркутного распространены небольшие
холмы ледникового происхождения.
Сравнение этих котловин показало, что они совершенно различны по своему строению. Более
крупная Окинская котловина морфологически очень разнообразна, сложна, только в краевых частях
была затронута четвертичным оледенением, а важную роль в ее развитии сыграл вулканизм. В современных условиях здесь преобладает флювиальное рельефообразование с небольшим участием
делювиальных и мерзлотных процессов. Высоко расположенная и относительно небольшая ИльчироКитойская котловина – это арена ведущего ледникового рельефообразующего воздействия в прошлом и мерзлотного в настоящем.
Литература
1. Обручев С.В. Орография и геоморфология восточной половины Восточного Саяна // Известия ВГО. –
1946. – № 5-6. – С. 479-498.
2. Олюнин В.Н. Неотектоника и оледенение Восточного Саяна. – М.: Наука, 1965. – 127 с.
3. Уфимцев Г.Ф., Щетников А.А., Филинов И.А. Окинское плоскогорье как особенный элемент орографии Восточной Сибири // Геоморфология. – 2007. – № 4. – С. 96-103.
4. Соловьева Л.Н. Морфология криолитозоны Саяно-Байкальской области (на примере Бурятской
АССР). – Новосибирск: Наука, 1976. – 126 с.
5. Рассказов С.В., Логачев Н.А., Брандт И.С. и др. Геохронология и геодинамика позднего кайнозоя
(Южная Сибирь – Южная и Восточная Азия). – Новосибирск: Наука, 2000. – 288 с.
6. Кропоткин П.А. Поездка в Окинский караул // Петр Алексеевич Кропоткин. Естественно-научные работы. – М.: Наука, 1998. – С. 31-76.
7. Шарастепанов Б.Д. О создании государственного природного национального парка «Горная Ока» //
Вестник Бурят. гос. ун-та. Сер. 3: География, геология. – Улан-Удэ, 2006. – Вып. 7. – С. 214-219.
8. Комаров В.Л. Поездка в Тункинский край и на озеро Косогол в 1902 году // Известия РГО. – 1905. –
Т. 41, вып. 1. – С. 23-154.
83
9. Преображенский П.И. Следы древнего оледенения в верховьях рек Иркута и Оки // Известия Геол. комитета за 1926 г. – Л., 1927. – Т. 45, № 8. – С. 839-850.
10. Забелин И.М. О характере последнего оледенения в верховьях рек Иркута и Китоя // Вестник Моск.
ун-та. Сер. физ.-мат. и естеств. наук. – 1950. – № 2, вып. 8. – С. 155-166.
СТАДИИ РАЗВИТИЯ КРИОГЕННОГО МИКРОРЕЛЬЕФА
Гаранкина Е.В.
Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, географический
факультет, г. Москва, evgarankina@gmail.com
Криогенный микрорельеф включает в себя комплекс многообразных форм, возникающих в
криолитозоне в ходе попеременного промерзания-протаивания насыщенных водой грунтовых масс с
различным содержанием тонкого и грубого обломочного материала, включая неровности с плановыми размерами от первых десятков сантиметров до первых метров и высотами от сантиметров до 1-3
метров. Несмотря на большое количество работ, посвященных исследованиям условий формирования, механизмов и процессов развития криогенного микрорельефа, многие детали его жизни до сих
пор дискуссионны. К настоящему моменту не существует четкой классификации микрорельефа, отвечающей задачам отражения всего его многообразия и определения генезиса форм. Общепринятая
морфологическая классификация криогенного микрорельефа [5], не учитывая особенности внутреннего строения форм, приводит к объединению в одни группы мерзлотных объектов, созданных противоположно направленными процессами (натечные и денудационные ступени, пятна-медальоны и
«обломочные острова»); разделению структур, имеющих схожее строение, но по-разному освоенных
растительностью (медальонно-валиковые формы, сортированные полигоны и каменные кольца); отнесению некоторых форм к более высокому рангу процессов, хотя по масштабам и характеру распространения они полностью соответствуют понятию криогенного микрорельефа (солифлюкционные
терраски). Подобные дивергентные и конвергентные формы криогенного микрорельефа, а также наличие большого числа переходных образований, которые строго невозможно отнести ни к одному
выделенному сугубо по морфологии типу микрорельефа, свидетельствуют о их генетическом родстве, постепенной смене одних форм другими и необходимости учета всего комплекса их признаков
(внешнего облика, внутреннего строения, положения в ландшафте и т.д.) для проведении типизации
форм.
Собранные на протяжении пяти лет (с 2006 г. по 2010 г.) в Хибинском и Ловозерском массивах,
на баренцевоморском побережье Кольского полуострова, в горах Полярного Урала и в Срединном
хребте Камчатки полевые материалы позволяют уточнить закономерности распространения [8, 9] и
развития криогенного микрорельефа. В его образовании преобладают трещинообразование и последующее пучение грунтов в пределах обособленных полигональных ячеек, что хорошо известно как
для изометричных [4, 6, 7], так и для линейных и ступенчатых форм (переходные разновидности от
медальонов к полосам, от колец к гирляндам и уступам и т.д.). Особенности облика конкретных форм
обусловливаются полигенетичностью микрорельефа – наложением на основной процесс механизмов,
зависящих от различных внешних и внутренних условий. Комплекс склоновых криогенных (солифлюкционно-десерпционных) процессов чаще всего действует совместно с растрескиванием и пучением, преобразуя облик изометричных структур в зависимости от свойств грунтов и характеристик поверхности либо в линейные, либо в ступенчатые. Лишь при чрезвычайно благоприятном сочетании
условий развиваются мерзлотно-солифлюкционные формы (натечные террасы), слабо подчиненные
полигональному трещинообразованию.
Распространение видов микрорельефа и формирующих их процессов по территории предопределено сочетанием характеристик природной среды: уклона, крутизны, экспозиции и высоты; состава
грунтов; условий увлажнения и дренажа; первоначальной степени задернованности участка. Необходимо учитывать не только набор этих внешних условий, но и всю совокупность взаимовлияющих
параметров, так как формирование криогенного микрорельефа протекает как многофакторный процесс. Геоморфологическим уровням (вершинным поверхностям, склонам гор и днищам долин), в целом, соответствуют грунты определенного состава и генезиса, встречающиеся часто или редко, рассеянно по площади или сконцентрированно, что обусловливает преобладание тех или иных групп
микрорельефа и характер их распределения (равномерный или локализованный) на различных ком-
84
плексах рельефа. Более дробная дифференциация микрорельефа на разновидности вызвана различной
степенью увлажнения, дренированности и задернованности участков. Эти особенности гораздо более
изменчивы в пространстве и во времени, почему их совокупное влияние нельзя рассматривать как
стационарное условие развития. Напротив, необходимо разделять их роль как начальных условий
образования форм и как динамичных факторов, определяющих направление последующего саморазвития, т.е. эволюцию форм.
Изначально на том или ином участке могут возникнуть лишь самые простые структуры. Внутренние же процессы саморазвития — специфическая особенность криогенного микрорельефа, способны приводить к изменению и перераспределению параметров в пределах форм и на прилегающих
участках, что создает новые условия и вызывает эволюцию мерзлотного рельефа на одном и том же
месте. Смена криогенных форм во времени подчиняется тем же закономерностям, что и их дифференциация в пространстве, но происходит по внутренним причинам, т.о. можно говорить о стадиях,
которые проходит в своем развитии каждая криогенная структура. Попытки выделения генетических
рядов форм микрорельефа предпринимались давно, но обычно концентрировались на эволюции
только изометричных 1, 3], а позднее — лишь медальонно-валиковых структур [2, 6]. Нам представляется необходимым рассмотрение развития всего криогенного микрорельефа как процесса направленного и стадийного, так как это позволяет не только понять механизмы трансформации структур,
но перейти к определению возраста, сопоставлению и классификации образований.
В результате обобщения собранного фактического материала нами разработаны схемы эволюции разных типов микрорельефа (изометричного, линейного и ступенчатого) при различных начальных условиях. Поскольку поверхность, на которой начинается формирование микрорельефа, может
быть первично заросшей или оголенной и иметь недостаточное (нормальное) или избыточное увлажнение, то мы рассматриваем четыре генетических ряда развития форм. Для каждого из них характерны несколько стадий (активного роста, устойчивого функционирования и более или менее быстрой
деградации), на которых закономерно изменяется внешний облик и перестраивается внутренняя
структура форм. Схожие по морфологии формы могут находиться в одном случае на стадии роста, а в
другом – деградации (например, бугорковый микрорельеф развивается как перед образованием медальонов, так и после зарастания сортированных полигонов). Поэтому для корректного определения
генезиса и относительного возраста (стадии развития) форм необходимы не только морфологический
анализ, но и комплексное изучение их структуры, внешних и внутренних условий их развития, тенденций изменений.
Четче всего закономерности эволюционного развития мерзлотных микроформ прослеживаются
для изометричного микрорельефа (табл.), как самого типичного и слабо преобразуемого наложенными (гравитационными и, чаще, биогенными) процессами. На стадии роста наиболее характерны растрескивание и последующее пучение грунтов в обособленных трещинами ячейках. Материал активно
перемещается по высоте и по горизонтали, что в зависимости от внешних условий препятствует появлению растительного покрова на элементах форм или способствует их скорейшему оголению. На
стадии функционирования формы обычно частично задернованны, из-за чего криогенные процессы
(солифлюкция и десерпция, меньше пучение и мелкополигональное растрескивание) активнее протекают на оголенной центральной части ячеек или по их периферии, а задернованные элементы контролируются биогенными и почвообразовательными процессами. Стадия деградации заключается в
полном зарастании форм, приводящем к постепенному затуханию в них криогенных процессов и нивелировке созданных ранее неровностей.
Несмотря на суровые климатические условия районов развития криогенного микрорельефа, в
литературе часто ставится под сомнение современная активность образования его форм. Часто они
относятся авторами [10, 11] к реликтам более холодных и суровых эпох, тогда как сейчас деградируют или законсервированы. Другими исследователями, напротив, отвергается возможность более или
менее длительного существования некоторых остаточных форм (особенно, солифлюкционных) в условиях, для них не благоприятных [12]. Для решения этого вопроса требуется тщательное изучение
динамики конкретных форм, что плотно соприкасается с проблемой определения возраста форм микрорельефа. Наши исследования свидетельствуют о том, что мерзлотные структуры могут сохраняться
в грунтах в погребенном состоянии, если снос материала и выветривание их не разрушают. Наиболее
благоприятные для этого условия создаются на субгоризонтальных и полого наклонных вершинных
поверхностях гор, где, например, даже под сплошным растительным покровом из мхов и лишайников
местами наблюдаются реликтовые микроповышения и микропонижения, разрезы которых напоминают строение каменных колец с пятнами тонкого материала в центре. Выраженность сортировки в
них гораздо хуже, чем у современных форм. Однако ячеистая структура грунтов, а также отмечав-
85
1
2
1. Избыточное
1.Избыточ
ное
2. Нормальное /
недостаточное
Процессы
А) Стадия
роста
Процессы
Б) Стадия
функционирования
Процессы В) Стадия деградации
Пучение в повыУвеличение
Выпуклые
шенных центрах,
контрастов
1
трещинные
сезонные ЛЖ в
температур с
полигоны
трещинах
ростом высот
Выпуклые центров, за+сортировка на
2
сорт. поли- растание треповерхности
щин
гоны
1
2. Норм. /
недостат.
2.
Задернованная
1.
Незадернованная
Поверхность
Увлажнение
Грунты
шиеся участки перехода от хорошо выраженных форм к полностью не проявляющимся в современном рельефе говорят о возможности более или менее длительной консервации криогенных образований в неблагоприятных для их дальнейшего развития условиях. Чем больший уклон имеют поверхности, на которых ранее формировался криогенный микрорельеф, тем быстрее он будет уничтожен
склоновыми процессами после прекращения активного воздействия мерзлотных. Подобные аспекты
современной динамики форм необходимо учитывать при определении относительного возраста криогенного микрорельефа.
Таблица
Эволюция изометричных форм криогенного микрорельефа
1
2
2
Угасание
Задерн. бугорки, поВыпуклые криогенных
степенно нивелируюмедальоны процессов в
щиеся
центрах с
Медальонно- увеличением Выровненная задерн.
валиковые их высот,
пов-ть, кольцевые
зарастание структуры в грунтах
формы
Замедление
Медленное
Выпуклые
Выпуклые и криогенных
Задернованная бугорзарастание,
трещинные
плоские ме- процессов, в
ковая поверхность
преимущестАналогично, но полигоны
дальоны центрах рост
венно на
дернины
менее активно
лучше проРазушение
Выпуклые
греваемых
+ Сортированные
Каменные
материала
сорт. полицентрах
ячейки
кольца
бордюров
гоны
Медальоны
Задерн. бугорки, ниПучение и рост
Рост центров
Бугорковоили к 1.1.А
велирующиеся
Далее по
дернины в цени деградация
кочковаМедальонноВыровненная задерн.
1.1.Б
трах, застаивание
растительностые формы
валиковые
пов-ть, кольцевые
в трещинах влаги
ти на них
формы
структуры в грунтах
Дефляция в Плоские меЗадернованная плоНедостаток влаги
Плоские
Ослабление
центрах пятен дальоны
ская поверхность
и деградация дерполигоны с
криогенных
нины по повызадерн. +Медленная Сорт. пло- процессов, + плохо выраженные
шенным краям
центром сортировка ские полиго- дефляции структуры в грунтах
трещин
ны
1 – однородные грунты, 2 – смешанные грунты.
Выделенные нами стадии развития микрорельефа не дискретны, а напротив, демонстрируют
непрерывную смену одной другой, чем объясняется обилие переходных криогенных форм (как в пространстве, так и во времени). Причем восходящее развитие одной структуры может являться нисходящей ветвью функционирования другой, что говорит о цикличности процессов формирования микрорельефа. Поэтому внимание необходимо уделять не только крайним членам в рядах его трансформации, но подробно останавливаться на строении и динамике переходных форм. Подробное изучение
генетически родственных форм позволяет четче выделять механизмы переформирования и причины
смены ведущих рельефообразующих процессов (трещинообразования, дифференцированного пучения, сортировки, солифлюкции и десерпции) на различных стадиях.
Работа поддержана РФФИ (проект № 08-05-00932).
Литература
1. Уошберн А.Л. Мир холода. Геокриологические исследования. – М.: Прогресс, 1988.
2. Гаранкина Е.В. Распространение криогенного микрорельефа в низкогорных массивах Кольского полуострова // Сборник материалов VII Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода. – Апатиты, 2011 (в печати).
3. Garankina E.V. Cryogenic structuring of superficial moraine sediments in low mountains of Kola Peninsula,
Northwestern Russia // Special volume of Int. Field Symp. «Late Pleistocene Glacigenic Deposits from the Central Part
of the Scandinavian Ice Sheet to Younger Dryas End Moraine Zone», 2011, in press.
4. Романовский Н.Н. Формирование полигонально-жильных структур. – Новосибирск: Наука, 1977.
86
5. Шарапова Т.А. Формирование структурных грунтов в тонко- и мелкодисперсном субстрате: Автореф. дисс. на соиск. уч. степ. канд. геогр. наук. – М.: МГУ, 1983.
6. Washburn A.L. Patterned ground in the Mesters Vig district, Northeast Greenland // Bulletin periglacjalny. –
Lodz, 1969. – № 18б.
7. Гладцин И.Н. Каменные многоугольники // Изв. Гос. геогр. об-ва. – 1936. – Т. 68, вып. 6.
8. Полынцева О.А., Иванова Е.Н. Комплексы пятнистой тундры Хибинского массива и их эволюция в
связи с эволюцией почвенного и растительного покровов // Тр. Почв. инст. им. В.В. Докучаева. – 1936. – Т. 8.
9. Мудров Ю.В. К вопросу о формировании тундровых пятен-медальонов // Вопросы физ. геогр. полярных стран. – М.: МГУ, 1958. – Сб. 1.
10. Говорухин В.С. Пятнистая тундра в горах Северного Урала // Землеведение. – 1936. – Т. 38, вып. 2. –
С.153-161.
11. Перов В.Ф. Мерзлотный рельеф, ледники и снежники Хибинских тундр. – М.: Наука, 1968. – 120 с.
12. Втюрина Е.А. Криогенные склоновые террасы. – М.: Наука, 1966. – 95 с.
ТИПЫ БЕДЛЕНДА УЗБЕКИСТАНА
Гончар А.Д., Глух А.К.
Научно-производственный центр Государственного комитета геологии Республики
Узбекистан, г. Ташкент, npcgeolblag@mail.ru
Значительную часть запада территории Республики Узбекистан занимают степи и крупная пустыня Кызылкумы, горные сооружения получили преимущественное развитие в ее восточной части. В
пределах Республики преобладает аридный континентальный климат, несколько смягчаемый в горах.
В строении современного рельефа Узбекистана принимает участие комплекс осадочных и вулканогенных отложений, сформировавшихся за фанерозойский период сложного геологического развития
региона. На геоморфологический облик региона оказали влияние неоднократные периоды активизации вулканогенных и тектонических процессов. Показателем их продолжения до современности
служат довольно частые проявления землетрясений. В результате этих длительных и многоэтапных
процессов была заложена сложная система тектонических нарушений и дислокаций. По части наиболее крупных из них развилась гидросеть (постоянная или сезонная), питаемая, в основном, за счет
таяния снежного и ледникового покрова горных сооружений, уменьшаемого с каждым годом.
На площадях развития горных сооружений, вдоль их подножья, установлены полосы терригенных толщ (адыры), сформированных речными потоками за счет эрозии разнообразных материнских
пород. Морфологический облик адыров в значительной мере зависит от состава аллювиальнопролювиальных наносов, меняясь вслед за изменением области сноса. Состав осадков в адырах зависит и от тектоники, часто они приурочены к крупным тектоническим нарушениям, отделяющим горные сооружения от долины и выражены надразломными, пластово-складчатыми структурами. Их
формирование связано с разломами, отделяющими хребты от прогибов и долин, приурочено к области разгрузки обломочного материала, аккумулируясь в слившихся воедино конусах выноса временных водотоков. Ярким проявлением адыров является предгорное обрамление Ферганской котловины,
где они получили широкое развитие.
Поверхность адыров интенсивно расчленена эрозионными процессами временных сезонных
водотоков, характерна для интенсивно поднимающихся молодых низкогорий. Сложена уплотненными песчано-глинистыми, неотсортированными отложениями, часто генетически связанными с селевыми потоками. По мере удаления от гор состав отложений адыров становится более мелкообломочным, приближаясь к суглинкам, вплоть до лессов. В пустыне Кызылкум им отвечают эоловые покровы.
В пределах предгорных возвышенностей сгущение расчлененных сухих долин и ложбин, приводит к формированию рельефа, получившему в литературе наименование «бедленда». Он известен в
ряде пустынных предгорий Средней Азии и Казахстана, по берегам озера Иссык-Куль в Кыргызстане. Бедленд четко различается (Ферганская депрессия, бассейн р. Кашкадарьи и др.) даже на космофотоснимках. Считается, что его образованию местами способствует неумеренный выпас скота, вытаптывающего тропы и облегчающие эрозионную работу временных водотоков. Однако, данные, полученные авторами при изучении различных районов Узбекистана, позволяют дать не столь упрощенное объяснение формированию бедленда, выделив несколько его типов.
1. Антропогенный тип: возникает в незначительных масштабах вследствие вырубки растительности на крутых склонах и выпаса скота, как правило, вблизи населенных пунктов.
87
2. Антропогенно-техногенный тип: формируется на склонах отвалов крупных горнодобывающих предприятий, несмотря на мелкие масштабы проявления, имеет все характерные черты
бедленда, формируемые поверхностными водотоками.
3. Литолого-фациальный тип: установлено, что в Узбекистане бедленд развит по глинам,
сформировавшимся во временном интервале от триаса до мела, что обусловлено, видимо, широким
развитием благоприятных фациальных обстановок для накопления этих толщ. Устойчивость спокойных морских обстановок седиментации привела к накоплению пачек глин значительной мощности. В
условиях сезонных весенних ливней овражная сеть и формировалась по глинам, как породам, отличающимся низкой твердостью, консервируясь в своем развитии в течение остального периода года.
Эоловое выветривание вряд ли могло существенно влиять на процессы оврагообразования, поскольку
их системы не всегда подчиняются доминирующим направлениям ветров. Ветровая эрозия более заметна в пустынных районах, чем горных.
4. Адырно-тектонический тип: развивается в предгорной (адырной) области аккумуляции и в
его формировании активно участвуют краевые разломы, расположенные на границе горы-депрессии
(прогибы). Особенно наглядно это проявляется в предгорном обрамлении Ферганской котловины.
Контрастность новейших тектонических движений в зонах глубинных разломов, ограничивающих
горные сооружения, обусловила расположение адыров вдоль подножья хребтов (над разломами) и
равнин, подступающих к подножью гор. В пределах последних проявляется развитие пролювиального шлейфа с характерным рельефом бедленда. Его формирование происходит под влиянием тектонического и климатического факторов, тесно связанных между собой.
5. Пустынно-котловинный. К ранненеоплейстоценовому подъэтапу тектонического развития
региона приурочено начало образования обширных и глубоких дефляционных котловин пустыни
Кызылкум, в т.ч. и Мынбулакской. Расположенная южнее гор Букантау, на значительном расстоянии
от них, Мынбулакская впадина является самой крупной в Центральных Кызылкумах. Ее площадь составляет около 750 км2, ось вытянута с северо-запада на юго-восток, а относительная отметка дна составляет – 10 м. Северо-западный и северо-восточный борта впадины представляют собой крутые
уступы с обнажением меловых толщ, а южные почти не выражены в рельефе. Время заложения этой
бессточной впадины исследователи определяют по-разному, сходясь в представлении о постнеогеновом этапе [2, 3].
В Мынбулаке бедленд широко развит по глинистым толщам кендыктюбинской свиты среднего
турона, обнажающихся в северных бортах впадины. Овраги отстоят друг от друга на 100-300 м. Днища оврагов весьма узкие и прямые, их склоны часто крутые с острыми гребнями. Своим образованием бедленд обязан деятельности поверхностных временных вод по многочисленным и разномасштабным тектоническим нарушениям, развитым в пластичных позднемеловых толщах глин [1]. Отложения образуют широкую и пологую синклинальную складку, в ходе формирования которой, вероятно, возникали тектонические нарушения, направленные к центру структуры. Часть из нарушений
маркируется кластическими дайками, сложенными теми же песчаниками, выдавленными в ходе
структурообразования и при гидравлических разрывах из нижних горизонтов [1, 3].
Вероятно, в период весенних ливней, сила отдельных каскадных потоков в оврагах способна
вырабатывать глубокие эворзионные котлы. Важной особенностью развития оврага является наличие
перекрывающих глины толщи крупнозернистых песчаников биссектинской свиты, имеющих почти
пологое залегание (5-6°). Стекающие с
песчаников воды либо срываются с бровки
вниз, либо подтекают под нее (рис.), вымывая
глину. Силы потока хватает для выноса им
глины в долину, где она формирует обширные
поля такыров. По мере подмывания песчаного
карниза происходит его частичное обрушение
и овраг наступает в своем развитии.
Рис. Модель формирования оврага
пустынно-котловинного типа
бедленда в Мынбулаке.
1 – песчаник (в слое и обломках);
2 – глины; 3 – движение водного потока;
4 – скол карниза; 5 – эворзионный котел;
6 – такыр; 7 – стадии размыва глин.
88
Одной из особенностей строения бедленда в Мынбулакской котловине является не бессистемная скученность оврагов, а развитие их по крупным тектоническим нарушениям. Это способствовало
уточнению тектонической карты района, позволив установить правосторонний сдвиг части мелового
разреза на значительное расстояние.
ВЫВОДЫ:
1. Выделено несколько генетических типов бедленда, связанных с предгорными адырами Узбекистана и пустынными котловинами Кызылкумов.
2. Антропогенный и антропогенно-техногенный типы связаны с бесконтрольной деятельностью
населения и не имеют пока заметного развития.
3. Явная приуроченность оврагов бедленда в Мынбулаке к тектоническим нарушениям позволяет считать их показателями тектонического воздействия и на других, менее обнаженных площадях
Кызылкумов.
Литература
1. Гончар А.Д. Бедленд и кластические дайки Мынбулака // Геология и минеральные ресурсы. – Ташкент. – 2011. – № 1. – С.16-18.
2. Грамм М.Н. Этапы развития Мынбулакской котловины // Доклады АН СССР. Серия геол. – 1957. –
№ 2. – С.59-65.
3. Пятков К.К., Бухарин А.К. Осадочные дайки в Центральных Кызылкумах // Советская геология. –
1959. – № 3. – С.150-151.
ГОЛЬЦОВЫЕ ТЕРРАСЫ НА СКЛОНАХ ШАТАКСКОГО ХРЕБТА
(ЮЖНЫЙ УРАЛ)
Грановская Н.В.
Южный федеральный университет, г. Ростов-на-Дону, grannv@mail.ru
Нагорные террасы на Урале изучались знаменитыми российскими геоморфологами [1 – 4],
взгляды которых сводятся к двум различным концепциям. Так, В.А. Варсанофьева (1932), разделяющая идеи В.Пенка, считала, что ступенчатые склоны (нагорная лестница) Уральских гор являются
реликтами разновозрастных поверхностей выравнивания, подвергшимся прерывистым поднятиям.
При этом самая древняя выровненная поверхность представлена уплощенными вершинами высоких
хребтов. В середине ХХ века эта гипотеза была опровергнута С.Г. Бочем и И.И. Красновым (1943,
1951), которые на примере Урала убедительно показали механизмы разрушения склонов высоких
хребтов, не покрытых растительностью, за счет морозного выветривания. Более детальные исследования на Южном Урале были проведены Н.В. Башениной (1948), которой приведены аргументы в
пользу процессов гольцового выравнивания Центральной горной страны Южного Урала с образованием ступенчатых выровненных площадок на склонах, именуемых гольцовыми террасами. Причем
несколько уровней гольцового выравнивания сопоставимы с эпохами четвертичных горных оледенений, которым были подвергнуты лишь самые высокие горы Южного Урала с абсолютными отметками более 800 м, и чем выше, тем моложе рельеф в современном виде. К сожалению, монография Н.В.
Башениной [3] в настоящее время является библиографической редкостью, и современные геологи не
используют фактический материал данного автора, что приводит к неверным толкованиям о мезозойских денудационных поверхностях, сохранившихся в верхнем ярусе рельефа Южного Урала.
Наблюдения гольцовых террас Н.В. Башениной на Южном Урале касались в основном хребтов
Иремель, Зигальга, Нары, Ямантау. Эти хребты представляют собой узкие гряды, сложенные наиболее твердыми породами, выходящими в ядрах антиклиналей, которые покрыты в верхней части свежими крупнообломочными россыпями и осыпями. Вершинные поверхности уплощены. Склоны
очень крутые в верхней части, постепенно выполаживаются к низу. Террасы, известные под названием нагорные или гольцовые, располагаются на высотах более 1000 м на склонах почти всех экспозиций (реже на южной).
При проведении геоморфологических исследований в рамках проекта ГДП-200 Туканской
площади нами были детально изучены нагорные террасы хребта Большой Шатак (Бол. Шатак), входящего в число наиболее высоких Уральских хребтов и являющего типичным для горной части Башкортостана. Морфология хребта Бол. Шатак является источником важнейшей информации об исто-
89
рии развития территории в кайнозойское время, сочетании климатических, тектонических и литологических факторов рельефообразования.
Хребет Бол. Шатак приурочен к центральной части Башкирского мегантиклинория и является
унаследованным от древнего тектонического рельефа Уральского Кряжа. Данная территория соответствует категории структурно-денудационного рельефа. Основанием для этого является грядоволинейное расположение горных хребтов, согласное простирание склонов, совпадающее в плане с
очертаниями геологических структур, вершинные поверхности, сложенные устойчивыми к выветриванию породами. Основную часть рельефа (выше абс. отм. 640 м) занимают склоны, покрытые чехлом рыхлых отложений. Крутые части склонов в верхнем ярусе рельефа (с уклоном более 15˚) сложены грубообломочными образованиями, более пологие у подножья – мелкообломочным материалом,
покровными суглинками. Профиль склонов – вогнутый, что при наличии коренного уступа у вершины и педимента у подошвы свидетельствует о продолжающемся в голоцене процессе денудации и
отступании склона на себя. На педиментах наблюдаются олигоценовые коры выветривания.
Для склонов хребта Бол. Шатак, также как и для других высоких хребтов Южного Урала (Иремель, Зигальга, Нары, Ямантау и др.), характерен ступенчатый профиль, обусловленный широким
развитием реликтовых и современных гольцовых террас. Современные гольцовые террасы, покрытые
глыбовыми россыпями, наблюдаются здесь на высотах 1230–1240 м. Их тыловые швы ограничены
крутыми склонами со свежими глыбовыми осыпями, которые окружают гольцовые останцы горы
Бол. Шатак с абс. отм. 1271 м (рис. 1). Тумп, образованный морозобойными процессами, сохранен в
виде вершины г. Бол. Шатак с окружением нагорных террас на уровне 1200 м. На большем протяжении хребта Бол. Шатак тумп разрушен, и нагорные террасы противоположных склонов соединены,
образуя уплощенную вершинную поверхность.
Рис. 1. Схема расположения гольцовых террас на поперечном профиле хребта Бол. Шатак:
1 – тумп (с абс. отм. 1271,4 м); 2 – гольцовые террасы.
Нагорные террасы создают ступени на западном, восточном и северном склонах и отсутствуют
на южной экспозиции. Они расположены не симметрично, но примерно на одинаковых высотах противоположных склонов, причем независимо от падения пород. Нижние из них – реликтовые террасы.
Такие выровненные, наклоненные в сторону склона, площадки часто имеют ширину до несколько сот
метров, протяженность первые километры и встречаются на абсолютных отметках 1100-1080, 10001040 м, 920-880 м. Характерна приуроченность выровненных площадок к менее плотным породам,
встречающимся в разрезе развитых здесь вулканогенно-осадочных пород машакской свиты среднего
рифея – эффузивам основого и кислого состава, глинистым сланцам, а также к интрузивам габброидов.
Примером являются выровненные площадки, названные здесь урочищами и залавками – урочище Актамаш, Кужак Залавок, Матвеев Залавок, Исаев Залавок и др. (рис. 2). Их поверхность задернована, покрыта мелкоземом с большим количеством глыб местных пород. Для них характерны останцы морозного выветривания (в поперечнике до 10-20 м, высотой 5-15 м). Низкие гольцовые террасы имеют хорошо выраженные коренные уступы, высотой до 25 м, где активно проявлены неблагоприятные экзодинамические процессы, стенки срывов, обвалы. Ниже по склону от этих уступов наблюдаются свежие курумы, каменные реки, а на удалении – на лесном склоне глыбовые обломки покрыты мхом.
На гипсометрическом уровне – 800-900 м расположены также плоские вершинные поверхности
соседних гор и хребтов – хр. Бол. Карагас, г. Белая, г. Евлук, г. Широкая Шишка, г. Мал. Юрмашка, г.
Бол. Юрмашка, г. Лиственная, хр. Баштин, южных отрогов хр. Зильмердак, а также нагорные террасы
г. Бол. Калты, г. Акмурум, г. Карсапташ. По морфологии эти поверхности очень сходны с гольцовы-
90
ми поверхностями Шатакского хребта. Если считать, что уровень гольцовой денудации соответствует
нижней снеговой границе, то следует полагать, что эта граница в четвертичные эпохи оледенения
опускалась ниже современного уровня гольцовой поверхности. Шатакские горы ещё до плейстоцена,
вероятно, были самыми высокими на площади, поэтому по сравнению с другими хребтами нивальные процессы здесь реализовались в полной мере. Четыре наиболее проявленных уровня реликтового
гольцового выравнивания Шатакских гор, вероятно, соответствует четырем ледниковым эпохам в
плейстоцене. Подобные наблюдения были сделаны Л.Н. Тюлиной (1931) на горе Иремель.
Рис. 2. Гольцовая и солифлюкционные
террасы на восточном склоне
хр. Бол. Шатак (план):
1 – останец морозного выветривания,
2 – солифлюкционная терраса,
3 – гольцовая терраса, 4 – курумы,
5 – предполагаемое направление
движения горного ледника
(неоплейстоценового
оледенения).
О вероятном горном оледенении высоких хребтов исследуемой территории в неоплейстоцене
свидетельствуют реликтовые формы рельефа, сходные с карами, троговыми долинами, в которых берут начало современные ручьи и часто развиты высокогорные болота. Например, долина руч. Бол.
Ключ на восточном склоне хребта Шатак имеет корытообразный профиль с широким плоским днищем и отвесными скальными бортами. В пределах Шатакских гор широко развиты сдвоенные гребни,
что характерно для троговых долин. В районах г. Куткурускан, хр. Куюшты наблюдаются скалистые
останцы с бороздами и шрамами на отполированных поверхностях. Причем их ориентировка совпадает не с тектоническими, а с палеогеографическими элементами, т. е. вероятным движением ледника, ледниковых вод. Доказательством существования горных ледников в неоплейстоцене является
состав и огромные мощности (до 80 м) грубообломочных образований, вскрытых скважинами на восточном склоне хр. Бол. Шатак в узких корытообразных углублениях. Нижняя часть этих образований,
содержащая окатанные обломки, вероятно, является остатками морены горного оледенения.
Данные наблюдения являются важными для территории Южного Урала, так как, по мнению
многих исследователей (А.А. Борцова, Я.С. Эдельштейна, И.М. Крашенинникова, К.К. Маркова, Н.В.
Башениной и др.), этот регион не был затронут четвертичным оледенением. Хотя в 40-х годах ХХ в.
А.И. Соловьевым, А.И. Каменским, А.А. Колоковым, К.П. Львовым высказывалось мнение о наличии
ледниковых форм рельефа в горах Иремель, Ямантау, хребте Зигальга. О возможном существовании
небольших ледников на отдельных вершинах высоких хребтов в ледниковые эпохи в центральных
районах Ю. Урала указывали В.Л. Яхимович и др. [5].
Проведенные нами специализированные исследования также позволяют предположить, что
Шатакские горы были подвержены горному оледенению и их ступенчатые террасированные склоны
образованы за счет комплекса тектонических, денудационных, климатических и литологических факторов, но не связаны с прерывистыми поднятиями разновозрастных поверхностей выравнивания.
Литература
1. Варсанофьева В.А. Геоморфологические наблюдения на Северном Урале // Изв. Геогр. об-ва. – 1932.
– Т. 64, вып. 2-3. – С. 105-171.
2. Боч С.Г., Краснов И.И. О нагорных террасах и древних поверхностях выравнивания и связанных с
ними проблемах. – М.: ИВГО. – 1943. – Т. 75, вып. 1.
3. Башенина Н.В. Происхождение рельефа Южного Урала. – М.: ОГИЗ-ГЕОГРАФГИЗ, 1948. – 232 с.
4. Боч С.Г., Краснов И.И. О происхождении ярусности рельефа Урала // Изв. АН СССР. Сер. геол. –
1951. – № 1. – С. 81-85.
5. Антропоген Южного Урала / Под ред. В.Л. Яхимович. – М.: Наука, 1965. – 290 с.
91
ДИНАМИКА РАЗВИТИЯ ЭРОЗИОННЫХ ПРОЦЕССОВ
В АГРОЛАНДШАФТАХ ЮГО-ВОСТОКА ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ РАВНИНЫ
Евсеева Н.С., Квасникова З.Н., Осинцева Н.В.
Томский государственный университет, г. Томск, geography@ggf.tsu.ru
Одной из фундаментальных задач современной флювиальной геоморфологии, по мнению Л.Ф.
Литвина, является оценка соотношения интенсивности денудации в трех основных звеньях эрозионно-русловых систем – эрозионно-речных, овражно-балочных и эрозионно-склоновых [1]. Р.С. Чалов
отмечает, что в каждом из звеньев и для системы в целом соблюдается закон эрозионноаккумулятивных процессов: в каждом из них происходят эрозия, транспорт, аккумуляция [2]. Количественная оценка флювиальной денудации поверхности суши ранее производилась в основном по
данным о стоке взвешенных речных наносов [3-5]. В последние годы появились работы по количественной оценке флювиальной денудации в различных звеньях эрозионно-русловых систем [1, 6-8].
Авторами данной работы в течение 1985-2010 гг. проводятся наблюдения за интенсивностью
эрозионно-аккумулятивных процессов в эрозионно-склоновом звене в пределах агроландшафтов
юго-востока Западно-Сибирской равнины (на территории Томской области). Выполняются стационарные и маршрутные наблюдения за эрозией почв, вызываемой талыми снеговыми водами. С этой
целью на ключевых участках ежегодно проводятся снегосъемки в микромасштабе, наблюдения за
снеготаянием, скоростями воды в потоках и др. После схода снежного покрова осуществляется тщательный обмер струйчатых размывов, промоин, конусов выноса, отбираются пробы делювия и др.
Многолетние наблюдения за смывом почв талыми водами показали, что в эрозионносклоновом звене ежегодно происходят процессы эрозии, транзита и аккумуляции. Интенсивность
этих процессов изменяется по годам и зависит от многих причин – от метеорологических условий
весны, распределения снега по склонам, интенсивности снеготаяния, нано-, микро- и мезорельефа,
экспозиции склона, наличия лесополос, сугробов, литологии пород, состояния агрофона и др.
Большое влияние на интенсивность смыва почв во время снеготаяния оказывает состояние агрофона: уплотненная пашня (стерня, всходы многолетних трав, озимых и др.); грубая зябь, когда относительные превышения гребней пашни над понижениями достигают 30-40 см; обычная зябь – 1020 см; боронованная пашня – 1-5 см (по В.Н. Голосову [7] и др.); заросшее сорной травой поле после
весенней вспашки.
На рисунке показана динамика эрозионных процессов за 1988-2010 гг. на примере Лучановского ключевого участка и ее сопоставление с числами Вольфа и состоянием агрофона. Анализ рисунка
показывает, что:
1. Интенсивность эрозии почв, по шкале М.Н. Заславского [9], изменяется от незначительной
– 0,5 т/г до очень сильной – более 10 т/га;
2. Наиболее интенсивный смыв почв приходится в основном на эпохи максимума кривой 11летнего цикла солнечной активности, когда смыв бывает значительным даже по уплотненной пашне (1992, 2010 г.).
Рис. Сопоставление кривой солнечной активности и интенсивности смыва почв талыми водами
со склонов южной и северной экспозиций Лучановского стационара за 1988-2010 гг.
92
Мезорельеф склона, лесополосы также оказывают большое влияние на пространственновременное проявление эрозии на пашне: даже на склонах одной экспозиции интенсивность ее различна. Это хорошо иллюстрирует пример двух рядом расположенных микробассейнов – ложбины
(делля) и оврага-промоины на склоне южной экспозиции Лучановского ключевого участка с различным по годам состоянием агрофона (таблица).
Различия в интенсивности эрозии в микробассейнах при одинаковом состоянии агрофона связаны с тем, что в верховьях микробассейна оврага у лесополосы ежегодно формируются два сугроба.
Снег в бассейне ложбины сходит раньше, а таяние сугробов запаздывает. В результате их бурного
таяния за 2-5 дней происходит сильный смыв и размыв почв даже на хорошо задернованном склоне.
На склонах северной экспозиции смыв наиболее интенсивен в годы с холодной, затяжной весной, например 1989, 2002, 2003, 2008, 2010 гг.
Таблица
Интенсивность талой эрозии почв в микробассейнах на склонах южной экспозиции
Годы наблюдений
1989
1992
2000
2002
2006
2007
2009
2010
Микробассейн ложбины, площадь 5 га
Смыв,
Состояние агрофона
Общий
м3/га
смыв, м3
Вспашка, боронование
21,0
4-5
поперек склона
Вспашка, боронование
79,5
15-16
вдоль склона
Вспашка, боронование
110,8
22-23
вдоль склона
Всходы клевера
2,5
0,5-1,0
Чередование полос
борованной зяби и
15,6
3-4
стерни
Вспашка, боронование
49,5
9-10
вдоль склона
Чередование полос
10,7
2-3
боронованной зяби и
стерни
Бассейн неравномерно
22,1
4-5
зарос сорными травами
Микробассейн оврага-промоины, площадь 3 га
Состояние агрофона
Общий
Смыв,
смыв, м3
м3/га
Вспашка, боронование
21,0
7
поперек склона
Вспашка, боронование
137,8
45-46
вдоль склона
Вспашка, боронование
27,3
9-10
контурное
Всходы клевера
3,3
1-2
Чередование полос боронованной зяби и
23,1
7-8
стерни
Вспашка, боронование
75,2
25
вдоль склона
Вспашка, боронование
39,6
13-14
вдоль склона
Боронованная зябь, с
куртинами сорной травы
88,6
29-30
Транзит и аккумуляция делювия на прямых, выпуклых, вогнутых склонах происходит в основном согласно закономерностям, описанным С.С. Соболевым [10]. На склонах сложной формы, террасированных наблюдаются участки смыва и размыва, транзита наносов и их аккумуляция. Так, в бассейне оврага на склоне 2-40 происходит смыв и размыв почв, а ниже склон выполаживается (1-20) и
здесь происходит транзит и аккумуляция делювия, образуется «поле аккумуляции». В отдельные годы его площадь достигает более 1600 м2, а мощность наносов – до 15 см. Делювий хорошо выделяется в разрезе, он представлен чередованием тонких прослоек (до 2 мм): светлоокрашенных супесчаных и темноокрашенных (гумусированных). Ниже этого участка крутизна склона увеличивается и
вновь происходит размыв почв.
Аккумуляция делювия на склонах происходит и при их поперечной вспашке: делювий скапливается в понижениях между гребнями пашни, например в 2003 г. Но большая часть смытых почв уносится талыми водами вниз по склонам, где в их нижней части образуются конусы выноса. Площади их
бывают весьма значительными и достигают 1500-1600 м2, а мощность делювия 15 см, реже более.
Струйчатые размывы и промоины со склонов пашни разгружаются в основном на задернованные кустарником или лесом нижележащие поверхности, поэтому лишь небольшая часть делювия поступает в русла рек, дренирующих территорию. Таким образом, данные по стоку взвешенных наносов рек как показателя флювиальной денудации, следует дополнять материалами по смыву почв в
двух верхних звеньях эрозионно-русловой системы.
Работа выполнена при финансовой поддержке гранта «Оценка экологических рисков при освоении инвестиционно-привлекательных территорий» в рамках федеральной целевой программы
«Научные и научно-педагогические кадры инновационной России» на 2009-2013 гг. Мероприятие №
1.2.1 «Проведение научных исследований научными группами под руководством докторов наук» по
направлению «География и гидрология суши».
93
Литература
1. Литвин Л.Ф. К оценке соотношения денудации в основных звеньях эрозионно-русловых систем Восточно-Европейской равнины // Двадцать третье пленарное межвузовское координационное совещание по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов. Калуга, 8-10 октября 2008 г. – Калуга, 2008. – С. 18-26.
2. Чалов Р.С. Русловедение: теория, география, практика. – М.: Изд-во ЛКИ, 2008. – Т. 1.
3. Райс Р. Дж. Основы геоморфологии. – М.: Прогресс, 1989. – 574 с.
4. Дедков А.П., Мозжерин В.И. Эрозия и сток взвешенных наносов на земле // Геоморфология. – 1983.
– № 4. – С. 23-31.
5. Кукал З. Скорость геологических процессов. – М.: Мир, 1987. – 246 с.
6. Ковальчук И.П. Антропогенные эрозионные процессы в Западной Подолии и их интенсивность //
Рельеф и хозяйственная деятельность. – М., 1982. – С. 34-42.
7. Голосов В.Н. Эрозионно-аккумулятивные процессы в речных бассейнах освоенных равнин. – М.:
ГЕОС, 2006. – 296 с.
8. Добровольская Н.Г., Зорина Е.Ф., Кирюхина З.П. и др. Некоторые закономерности перераспределения наносов в эрозионно-русловых системах центра России // Геоморфология. – 2007. – № 1.
9. Заславский М.Н. Эрозиоведение. – М.: Высшая школа, 1983. – 320 с.
10. Соболев С.С. Развитие эрозионных процессов на территории европейской части СССР и борьба с ними. – М. – Л.: Изд-во АН СССР, 1948. – Т. 1. – 307 с.
СЕЛЕВОЙ МОРФОЛИТОГЕНЕЗ НА ЗАПАДНОМ КАВКАЗЕ
Ефремов Ю.В.
Кубанский государственный университет, г. Краснодар, efremov_kubsu@mail.ru
Изучение селевых процессов и явлений может быть успешно реализовано с помощью теории
селевого мофолитогенеза. До настоящего времени морфолитогенетический подход к исследованию
селевых потоков не находил должного применения.
Под селевым морфолитогенезом (СМЛГ) понимается совокупность процессов и явлений, которые формируют селевые потоки. Их формирование происходит при непосредственном участии рыхлых отложений в условиях динамической среды и высокой энергии эндогенных и экзогенных процессов. Предполагается, что формирование селевых потоков происходит под действием движущих
сил – факторов в относительно стабильных природных условиях рассматриваемой территории.
Условия – совокупность природных процессов, характерных для определенной территории,
развивающихся в тесной связи и взаимодействующих друг с другом. Изменение природных условий,
в которых развиваются селевые процессы и явления, приводит к значительному изменению факторов
и процессов, создающих селевые потоки, определяет интенсивность их проявления. Существующие
условия в данном случае выступают как нечто устойчивое, постоянное, определяют все дальнейшие
стадии развития селевых процессов и явлений. Например, состав горных пород и их структура (как
нечто стабильное) тесно связаны с температурным и влажностным режимом почв и грунтов, которые
в свою очередь в определенной степени стимулируют развитие эрозионных, оползневых и других
процессов.
Факторы (причины, движущие силы совершающегося процесса), тесно связанные с природными условиями и стимулирующими геоморфологические процессы, объединены между собой прямыми и обратными связями. Между ними наблюдается тесное взаимодействие. Наиболее ярко парагенетические связи проявляются между элементами климата (температурой воздуха и атмосферными
осадками) и многими геоморфологическими процессами. Понятие «процесс», широко используемое в
динамической геоморфологии, определяет последовательную смену и связь закономерно следующих
друг за другом стадий развития СМЛГ. Процессы могут протекать в различных направлениях и зависят от механизма образования, под которым понимается совокупность движущих сил, зависящих от
конкретных воздействий на селевой очаг. Различие механизмов образования селевых потоков приводит к возникновению разнообразных генетических типов селевых отложений.
Исходя из указанных положений, рассмотрим морфолитологические, климатические и морфолитодинамические закономерности формирования селевых процессов и явлений.
Морфолитологические условия отражают взаимосвязь геологического строения территории с
образованием рыхлого субстрата – материала для возникновения селевых потоков, формирующихся
при сильных ливнях или таянии снежного покрова. Основным геологическим условием, обуславли-
94
вающим возможность формирования селевых потоков в том или ином горном бассейне, является литологический состав горных пород, слагающих верхние слои коры выветривания, и их состояние.
При этом рассматриваются структурно-литологические комплексы пород, слагающие основные орографические элементы горной системы. В этом случае анализируется эрозионная прочность, прочность горных пород на сжатие, допустимая скорость размыва.
В исследуемом регионе к числу геологических формаций, продукты разрушения которых служат источником твердой составляющей, относятся в большей мере четвертичные отложения. Они
характеризуются широким разнообразием состава и устойчивости к эрозии и денудации в зависимости от особенностей рельефа, состава и состояния коренных пород, длительности и интенсивности процессов формирования элювия. По генетическому признаку они делятся на элювиальные, делювиальные, аллювиальные и делювиально-оползневые отложения. Такие образования являются основной твердой составляющей селевых потоков.
Исходя из вышеизложенного, можно сделать вывод, что большая часть горных пород, слагающих
южные склоны Северо-Западного и Западного Кавказа, в той или иной мере участвуют в пополнении твердой составляющей селевых потоков. Вместе с тем главную роль в их формировании играют рыхлые четвертичные образовании, к числу которых относятся оползневые, обвальные и осыпные отложения.
Морфолитодинамические условия это совокупность природных процессов – тектонических
движений, сейсмических явлений, вулканизма и сил гравитации, характерных для определенной территории. Неотектонические и современные движения совместно с климатическими условиями создали базис для развития экзогенных процессов. Можно предположить, что тектонические движения
разной направленности и интенсивности во многом определяют развитие рельефообразующих процессов, в том числе и селевых явлений Неотектонические движения почти всегда контролируют
мощность и состав четвертичных отложений, которые принимают участие в образовании селевых
потоков.
Тектонические и геодинамические процессы в большей мере определяют особенности распространения селевых потоков и их приуроченность к разрывным зонам (разломам и зонам трещиноватости). Основными геодинамическими процессами на Черноморском побережье Кавказа являются: из
эндогенных – современные тектонические движения и землетрясения, из экзогенных – абразия, эрозия, обвалы, осыпи, сели, а также антропогенные процессы.
Геоморфологические условия. Непременным условием, определяющим возможность формирования селей, является сильно расчлененный горный рельеф, обуславливающий наличие крутых уклонов и русел, т.е. обеспечивающий одновременное движение значительных объемов водно-грунтовых
масс с большими скоростями, определяющих масштабность и динамичность селевого явления. Однако интенсивность, активность, повторяемость и мощность селевых потоков зависит от морфологических особенностей и морфометрических характеристик рельефа. Многие сложные связи между ними
остаются до настоящего времени не исследованными. Решающую роль в образовании селей играют
экзогенные процессы. Разнообразие литологического состава пород, горный рельеф, значительное
увлажнение и другие особенности климата обусловили интенсивное развитие на рассматриваемой
территории экзогенных процессов, видоизменяющих рельеф местности и во многом определяющие
селевые процессы и явления. Наиболее распространёнными геоморфологическими процессами здесь
являются выветривание, флювиальные, делювиальные, гравитационные и антропогенные.
Климатические факторы. Наиболее значимыми факторами для процесса селеобразования являются температура воздуха и атмосферные осадки. Температура воздуха, наряду с другими факторами, определяет интенсивность ряда экзогенных процессов (гляциальных, селевых, нивальных и т.д.)
и, в конечном счете, возникновение селевых потоков. Атмосферные осадки – один из основных климатических элементов, определяющих интенсивность селевых процессов и явлений. Исходя из анализа максимальных величин атмосферных осадков, можно сделать важный вывод, что ливневые
осадки почти всегда вызывают селевые паводки на многих горных реках. Установлено, что в особо
дождливые годы при ливнях с осадками более 100 мм/сут., интенсивностью выше 3-4 мм/мин селевые потоки проходят по многим горным рекам.
Механизмы зарождения селей. Сложный генезис селевых процессов и явлений, обусловленный
комплексным взаимодействием ряда факторов, обуславливает как различные механизмы формирования
селей и сложный характер взаимозависимости жидкой твердой фаз, так и сам тип селя, режим его прохождения и количественные характеристики селевых потоков (объемы, расходы, насыщенность и др.).
Обобщение и теоретический анализ многочисленных материалов экспедиционных исследований показывает, что в практике селеведения существуют различные теоретические обоснования механизмов зарождения селей [1, 2]. Для Северо-Западного и Западного Кавказа В.Ф. Перов сводит
95
многообразие механизмов зарождения селевых потоков к трем основным типам: эрозионному, прорывному, обвально-оползневому. Исходными положениями данной типизации служат: 1) признание
в качестве главных свойств селевого потока высокой насыщенности обломочным материалом и волнового характера движения; 2) моментом зарождения селей считается появление селевой волны с
крутым передним фронтом. Ее образование – внутреннее свойство потока, связанное, в частности, с
различиями в скоростях перемещения обломков разной крупности. Селевая волна резко асимметрична, крутой передний фронт (лоб волны в 1,5 раза выше тела волны и, как правило, состоит преимущественно из крупнообломочного материала) [3].
Гидрологические условия в селевом бассейне оказывают существенное влияние на процессы
формирования селей. Главным условием формирования селей является наличие достаточного количества воды (стока) для смыва или сноса и перемещения по руслам рыхлообломочного материала, в
которых этот материал перемещался бы водной составляющей. При отсутствии соответствующих
водных масс мы будем иметь дело с обычными гравитационными процессами – осыпями, обвалами,
оползнями, но не селями.
Антропогенные факторы. Антропогенная деятельность также способствует интенсификации
формирования селей в ряде случаев. В районе Новороссийска сели стали активно проявляться в балках, где размещаются массивы пустых пород от карьерных разработок. В районе Туапсе и Сочи существенную роль в формировании новых селей играют сплошные рубки леса, как правило, не сопровождающиеся требуемыми рекультивационными мероприятиями, прокладка трубопроводов, строительство ЛЭП и новых дорог.
Определенную роль в накоплении твердых источников питания играют промышленные и бытовые отходы. Например, в увеличении мощности селевого потока в Широкой Балке не последнюю
роль сыграли большая захламлённость днища стволами деревьев, а также хаотичная застройка и регулирование русла в нижней «курортной» части долины.
Эволюция селевого морфолитогенеза – закономерное явление в природе и может рассматриваться в пространственных и временных аспектах. В настоящее время достаточно хорошо изучены
пространственные закономерности селевых процессов, а временные аспекты, связанные в большей
мере с прогностическими оценками их формирования, находятся в начальной стадии их следования.
Типизация селевых процессов и явлений в рамках динамического и климатического направлений
в геоморфологии существуют различные подходы к типизации морфолитогенеза [4, 5]. Для рассматриваемого региона за основу принята схема селевого районирования, в большей мере соответствующая разработкам В.Ф. Перова. Она учитывает широтно-зональное распределение горных пород, высотную поясность экзогенных процессов (ярусность морфоскульптур) и особенности формирования
селевых потоков [3].
Оценка опасности селевых процессов и явлений. В последнее десятилетие в связи с расширением хозяйственной и рекреационной деятельности стала актуальной оценка опасности и риска природных процессов (в том числе и селевых процессов) на окружающую среду. В данном случае в основу оценки селевой опасности положена селевая активность, т.е. интенсивность развития процесса
во времени и пространстве. Главная проблема в реализации. Для оценки селевой опасности одного селевого бассейна использовались следующие показатели: количество селевых потоков, максимальное
значение объема выносов, повторяемость селей и др. [6]. Для оценки степени селевого риска к указанным показателям добавляются важные составляющие – потенциальный ущерб и возможные
жертвы от селевых процессов и явлений. Для решения этой важной проблемы необходима разработка критериев оценки, определяющих ту или иную степень опасности и риска для СевероЗападного Кавказа.
Выводы
В результате выполненных исследований, разработаны теоретические, методические и практические вопросы селевого морфолитогенеза в обозначенном регионе. Определено его место в
сложной мозаике природных процессов. Разработанная структурно–функциональная схема формирования селевых потоков, включающая четыре блока (условия, факторы, механизм образования и
генетические типы селей), позволяют проследить всю сложную цепь их образования, вычленить
первостепенные факторы и механизмы формирования и выявить основные генетические типы селевых потоков и разновидности селевого морфолитогенеза. Таким образом, морфолитогенетический подход к изучению селевых потоков открывает путь к комплексному их исследованию. Детально разработанная структура селевого морфолитогенеза, характеристика отдельных его элементов и многосторонние связи между ними и другими видами морфолитогенеза позволят в дальней-
96
шем решить многие задачи, носящие как теоретический, так и прикладной характер. Полученные
результаты исследований открывают путь к решению многих проблем, таких как управление процессами селевого морфолитогенеза, оргпнизация мониторинга и прогноз селевых потоков, оценка
риска и ущерба от опасных и катастрофических селевых процессов использование селевых отложений в практических целях.
Литература
1. Флейшман С.М. Сели. – Л.: Гидрометеоиздат, 1978. – 312 с.
2. Виноградов Ю.Б. Гляциальные прорывные паводки и селевые потоки. – Л.: Гидрометеоиздат, 1977. –
195 с.
3. Перов В.Ф. Селевые явления. Терминологический словарь. – М.: Изд-во МГУ, 1996. – 31 с.
4. Ефремов Ю.И. Озерный морфолитогенез на Большом Кавказе. – Краснодар: Изд-во «ПросвещениеЮг», 2003. – 264 с.
5. Мысливец В.И. Типы природной среды, типы морфолитогенеза и проблемы геоморфологической
систематики // Тезисы докладов Всесоюзной конференции (II Щукинские чтения). – М., 1990. – С. 5-8.
6. Чернявский А.С. Селевой морфолитогенез на Черноморском побережье Кавказа (в пределах Краснодарского края): Автореф. дис. … канд. геогр. наук. – Краснодар: Центр «Универсервис», 2010. – 23 с.
ОСОБЕННОСТИ РАСПРОСТРАНЕНИЯ И ИНТЕНСИВНОСТЬ РАЗВИТИЯ
ЭРОЗИОННЫХ ПРОЦЕССОВ НА ТЕРРИТОРИИ МИЗОЧСКОГО КРЯЖА
(РОВЕНСКАЯ ОБЛАСТЬ, УКРАИНА)
Жданюк Б.С.
Волынский национальный университет им. Леси Украинки, г. Луцк, Украина
geronimo.bog@gmail.com
Мизочский кряж занимает территорию между реками Иква и Горынь в пределах южной части
Волынской возвышенности и тянется неширокой полосой на ее южной окраине. Он расположен на
юге Ровенской области, на территории трех районов: Дубновского, Здолбуновского и Острожского. Его площадь составляет 574,7 км2. Территорию кряжа можно условно разделить на три части
(районы). Основная его часть сосредоточена на территории Здолбуновского района (центральная
часть), в Дубновском районе – западная часть, в Острожском, соответственно, восточная. Районы
кряжа различаются между собой по природным условиям, почвам, степени эродированности земель и
расчленении рельефа. Эродированные земли занимают 40,1% территории Мизочского кряжа. На землях кряжа активно развиваются эрозионные процессы и широко распространены созданные ими
формы рельефа – овраги, балки и долины малых рек. Под влиянием хозяйственной деятельности, в
частности земледелия, лесного хозяйства, дорожного и жилищного строительства, добычи строительных материалов и рекреации интенсивность эрозионных процессов растет, поэтому изучению
этих процессов и созданных ими форм рельефа необходимо уделять должное внимание. Следует отметить, что природные условия на территории кряжа являются благоприятными для развития эрозионных процессов. В результате выполненных исследований получены параметры эродированности
почвенного покрова и ее динамики на земной поверхности Мизочского кряжа и отдельных его частей
(табл. 1–4).
Таблица 1
Динамика эродированности почвенного покрова западной части Мизочского кряжа
N
Степень
эродированности
1970-е годы, % 1990-е годы, %
1
Слабо-эродированные
8,1
17,8
2
Средне-эродированные
5,6
8,5
3
Сильно-эродированные
6,2
13,1
4
Всего
19,9
39,4
97
Таблица 2
Динамика эродированности почвенного покрова центральной части Мизочского кряжа
Степень
эродированности
N
1970-е годы, % 1990-е годы, %
1
Слабо-эродированные
8,8
9,6
2
Cредне-эродированные
8,8
13,7
3
Cильно-эродированные
5,8
13,7
4
Всего
23,4
37,0
Таблица 3
Динамика эродированности почвенного покрова восточной части Мизочского кряжа
Степень
эродированности
N
1970-е годы, % 1990-е годы, %
1
Слабо-эродированные
13,7
16,0
2
Средне-эродированные
18,0
14,3
3
Сильно-эродированные
4,5
13,5
4
Всего
26,2
43,8
Таблица 4
Динамика эродированности почвенного покрова Мизочского кряжа по годам обследований
N
1
2
3
4
Степень
эродированности
Слабо-эродированные
Средне-эродированные
Сильно-эродированные
Всего
Площадь и процентное соотношение по годам
1970-е годы
Площадь, га
% к общей
площади кряжа
5861,9
10,2
6206,7
10,8
3160,8
5,5
15229,4
26,5
1990-е годы
Площадь,
% к общей
га
площади кряжа
8333,1
14,5
7011,3
12,2
7700,9
13,4
23045,3
40,1
Как видно из таблиц, земли восточной и западной частей кряжа более эродированы по сравнению с землями центральной части. Такая ситуация связана прежде всего со свойствами рельефа исследуемой территории, степенью его вертикального и горизонтального расчленения. В структуре
эродированных земель Мизочского кряжа до 1970 г. преобладали слабо- и средне-эродированные
почвы (21% от общей площади земель). На долю сильно-эродированных приходилось лишь 5,5%.
В 1990 – х годах площадь эродированных земель на территории кряжа увеличилась более чем 1,5
раза по сравнению с 1970 г., с 26,5 до 40,1 % и составила 23045,3 га. В западной его части степень
эродированности почвенного покрова увеличилась за это время почти в 2 раза. При этом резко выросла доля сильноэродированных земель – с 5,5% (1970 – е годы) до 13,4% (1990 – е годы). Общая же
эродированность почвенного покрова территории как показатель активности развития поверхностного смыва почв определялась по формуле М.Н. Заславского (1983) и И.П. Ковальчука [2]:
Кэ.т. =
где Кэ.т. – эродированность территории вследствие развития поверхностного смыва почв, в долях от
единицы; Sс.п. – общая площадь смытых почв (слабо-, средне- и сильно-смытых), га; Sобщ.- общая площадь агроландшафтов, га [1]. Эродированность территории по состоянию на 1970 -е годы составляла 0,37 (37%), а в 1990-х – 0,56 (56%).
Эрозионные процессы сыграли негативную роль в дестабилизации экологической обстановки
(за счет поступления продуктов смыва и размыва почв в русла малых рек и водоемы, построенные на
них, снижения плодородия почв и ухудшения качества выращиваемых сельскохозяйственных культур, ухудшения условий работы сельскохозяйственной техники и др.).
Для оценки экологического состояния Мизочского кряжа нами проанализировано соотношение
площадей экологически стабильных и и нестабильных угодий. К экологически стабильным угодьям
98
отнесены многолетние насаждения, пастбища, сенокосы, кустарники, лесополосы, водоохранные зоны, леса, болота. В группу экологически нестабильных земель включены эродированные и распаханные угодья, земли, пораженные другими видами экзогенных процессов (табл. 5). Состояние агроландшафтов мы оценивали с помощью "коэффициента устойчивости земельных угодий", который
определяется по формуле (В. В. Медведев и др., 1996):
Ку.з.у =
где К у.з.у – коэффициент устойчивости земельных угодий, в долях от единицы; Sэ.с.у. – общая площадь
условно экологически стабильных земельных угодий, га; Sэ.н.у– общая площадь экологически нестабильных земельных угодий (пашня), га [1].
Коэффициент устойчивости земельных угодий для территории Мизочского кряжа составляет 0,86 (86%). Значения коэффициента является довольно большим, учитывая условия возвышенного
рельефа, где часть лесных массивов составляет более 23 %, но также поражено эрозией более 40 процентов территории кряжа. Выход из ситуации – увеличить часть экологически стабильных угодий за
счёт зелесения, залужения или вывода вообще из сельскохозяйственного оборота наиболее эрозионноопасных земель.
Таблица 5
Соотношение земель различного экологического состояния
на территории Мизочского кряжа
N
Факторы
1
2
3
Общая площадь
Экологически стабильные угодья
Экологически нестабильные угодья
Площадь,
га
57469,7
26619,6
30850,1
% от площади
100
46,3
53,7
Как видно из табл. 5 – 6, доля экологически нестабильных угодий превышает 50%, что для условий возвышенного рельефа является недопустимым. Это, прежде всего, связано со значительным
хозяйственным освоением региона (под пашней занято более 50 % территории кряжа, при этом леса
занимают 23,34 % или 13415,2 га). Незначительные площади земель отведены под сенокосы и пастбища – 3088,3 и 4386,6 (га) соответственно. При этом общая площадь сельскохозяйственных угодий
составляет 66,12 % территории Мизочского кряжа. Такая ситуация обусловлена неправильным планированием землепользования и ведением сельского хозяйства с нарушениями природоохранного законодательства. Леса в основном приурочены к наиболее приподнятым поверхностям с
большими перепадами высот и размещены в центральной и восточной части кряжа (Верховское лесничество). На всей территории Мизочского кряжа целесообразно немного увеличить площадь лесов
за счет вывода наиболее эродированных земель из сельскохозяйственного оборота (площадь сельхозугодий здесь составляет 66,12 %). Леса и лесопокрытые площади достаточно равномерно распределены по территории кряжа (западная – 24,55 %; центральная – 22,06 %; восточная – 24,76 %). Земли в
основном принадлежат СП (сельскохозяйственным предприятиям негосударственной формы собственности) и малым фермерским хозяйствам. Основные сельскохозяйственные культуры – свекла, соя,
капуста, картофель (пропашные). В условиях сложного, сильно расчлененного рельефа и неправильной обработки склоновых почв, нарушения севооборотов, на территории кряжа активно развивается
плоскостная и овражная водная эрозия. Болота в основном приурочены к долинам рек Свитеньки,
Сбытинки, Устьи, Песчанки, их площадь составляет 803,7 га (1,4 %).
Выводы. Важными элементами в системе противоэрозионной организации территории Мизочского кряжа является научно обоснованное размещение полей, определение мест водорегулирующих
лесополос, полевых дорог, контурная организация севооборотов и внедрение почвозащитных приемов обработки почв на склоновых землях (крутизной более 3˚). В районах с эродированными почвами, одновременно с почвозащитными мероприятиями, необходимо внедрять мероприятия, направленные на повышение плодородия: внесение повышенных норм органических и минеральных удобрений, залужение сильносмытых почв. Поскольку земли принадлежат, в основном, частным собственникам, то и финансироваться противоэрозионные мероприятия на территории Мизочского кряжа
должны ими. В данное время на территории кряжа, как и по всей области, почвозащитные и противоэрозионные мероприятия практически не проводятся, виной чему является нехватка денег как у государства, так и у частных лиц, несовершенство законодательной базы (для поощрения почвозащиты).
99
Таблица 6
Структура земельных угодий по частям Мизочского кряжа и в целом
Названия угодий
1 Сельхоз. угодья, всего
В том числе:
пашня
Сенокосы
Пастбища
Многолетние
насаждения
Перелоги
2 Лесопокрытые
площади
3 Кустарники
4 Болота
5 Застроенные
земли, всего
В том числе:
земли под пром.
объектами
Земли под жилой застройкой
Земли под оврагами, кам. местами, карьерами
Земли под дорогами
Иные земли
6 Другие земли
7 Площадь территории
Западная часть
га
% от
площади
10412,7
65,56
Центральная часть
га
% от площади
19198,1
66,40
Восточная часть
га
% от
площади
8387,8
66,17
Всего
% от площади
37998,6
66,12
га
8165,6
51,41
15298,5
52,91
6190,0
48,84
29654,1
51,60
916,1
1209,3
121,8
5,77
7,61
0,77
1276,8
1933,6
689,2
4,42
6,69
2,38
895,4
1243,7
58,8
7,06
9,81
0,46
3088,3
4386,6
869,8
5,37
7,63
1,51
3898,7
24,55
6378,8
22,06
3137,7
24,76
13415,2
23,34
73,9
238,2
548,7
0,47
1,5
3,45
75,7
450,6
1432,8
0,26
1,56
4,96
85,5
114,9
379,3
0,67
0,91
3,0
235,1
803,7
2360,8
0,41
1,40
4,11
28,6
0,18
123,9
0,43
33,0
0,26
185,5
0,32
29,9
0,19
357,7
1,24
77,3
0,61
464,9
0,81
44,2
0,28
74,7
0,26
15,5
0,12
134,4
0,23
93,8
0,59
320,5
1,11
110,4
0,87
524,7
0,91
352,2
710,4
15882,6
2,21
4,47
100
556,0
1376,5
28912,5
1,92
4,76
100
143,1
569,4
12674,6
1,14
4,49
100
1051,3
2656,3
57469,7
1,83
4,62
100
Литература
1. Киптач Ф.Я. Экологическое состояние агроландшафтов Подольского Побужья и пути его оптимизации: Автореф. дис. на соиск. науч. степ. канд. геогр. наук. – Львов, 2001. – 19 с.
2. Ковальчук И.П. Региональный эколого–геоморфологический анализ. – Львов: Ин-т украинознавства,
1997. – 440 с.
ГЕОКРИОЛОГИЧЕСКАЯ БАЗА ДАННЫХ СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ
Железняк М.Н.
Институт мерзлотоведения им. П.И. Мельникова СО РАН, г. Якутск, fe@mpi.ysn.ru
История геологического развития, природные условия, протекающие физические и химические процессы специфичны для различных регионов планеты. Горные области и предгорья отличаются высокой
степенью контрастности природных условий, в том числе и многообразием развития экзогенных процессов и явлений.
Почти все экзогенные геологические процессы и явления в области распространения мерзлых пород
приобретают особую специфику под влиянием криогенеза. Направление и интенсивность криогенных процессов в горах, тесно связаны с составом пород, условиями теплообмена на поверхности и в верхних горизонтах литосферы, что в значительной степени определяется здесь характером и формой рельефа. В свою
очередь, развитие криогенных процессов вносит изменение в морфологию рельефа.
100
Многолетнемерзлые породы занимают более 25 % территории Земного шара и около 60 % территории России. Наличие многолетнемерзлой толщи, её состояние во многом определяют особенности природно-территориальных комплексов. Основными признаками существования мерзлой толщи
являются отрицательная температура и наличие льда в порах и трещинах пород. Именно его присутствие отличает породы от первоначально талой основы по свойствам, структуре, текстуре и поведению в разных физических полях. Поскольку лед может существовать только при отрицательной температуре, существование мерзлых толщ обусловлено их температурным режимом, а динамика состояния и свойства пород зависят от его изменчивости и термодинамических условий. Исследуя и
изучая особенности развития процессов в области криолитозоны необходимо знание её основных параметров – криогенного строения, температуры пород, льдистости, глубины сезонного протаивания и
др. Это требует значительных материальных затрат, связанных с проходкой горных выработок, специальной подготовкой и доставкой образцов для лабораторных исследований.
Криолитозона является высокодинамичной системой, на которую оказывают существенное влияние
изменение климата и техногенез. Под их воздействием состояние горных пород, особенно на южной границе её распространения, может резко изменяться, тем самым, активизируя или замедляя развитие экзогенных
процессов. Это еще раз подчеркивает необходимость изучения геокриологических условий для оценки и
прогнозирования геодинамического состояния территории.
Геокриологические условия определяются широким комплексом природных факторов. Даже в
пределах идентичных элементов рельефа (склон, водораздел, долина и т.д.) вследствие отличия участка по литологическому составу, растительности и т.д. может формироваться широкий диапазон изменения глубины сезонного протаивания, температуры и мощности многолетнемерзлых толщ
(ММТ). Так например в пределах небольших участков (до 7 км2), в Алданском нагорье температура пород
может варьировать от +2,5 до – 3,5 ºС, что в значительной степени определяет свойства пород верхней части
разреза и формирование экзогенных процессов.
Для картирования криолитозоны, особенно крупномасштабного, необходимо выявление картирующих признаков и их количественная оценка. Это возможно на основании анализа массива геокриологических данных. Чем больше массив ориентированных данных и корректнее сведения, тем
достовернее найденные зависимости и выражения, их описывающие. Следует отметить, что в горных
областях выявленные зависимости вследствие особенностей природных условий, как правило, специфичны [1]. В горах, где геотемпературные условия отличаются большой пестротой, необходимо
детальное районирование и выявление зависимостей по характерным геоморфологическим условиям,
т.е нужна работа с массивами данных и их ранжирование. Если имеющиеся данные единичны, то работа с ними упрощается, а если этот массив насчитывает сотни и даже тысячи измерений, сразу встает вопрос об их обработке, хранении и анализе. Несомненно, создание базы данных (БД) с возможностью вести оперативную работу с большим массивом материалов, их статистической и аналитической обработкой, является в настоящее время наиболее приемлемым решением в региональной геокриологии и для других естественных наук, занимающихся исследованием динамических процессов
и эволюцией природной среды.
В настоящее время ни в России, ни за рубежом нет завершенных геокриологических баз данных (ГБД). В стадии формирования находится Российская национальная геокриологическая база
данных (РГБД). Международная ассоциация по мерзлотоведению выступила с инициативой создания
мониторинговой геокриологической сети с целью оценки влияния изменения климата на геокриологические условия, а также созданием Всемирной геокриологической базы данных (ВГБД).
Институт мерзлотоведения СО РАН, являясь крупнейшим держателем информации о криолитозоне, включился в этот проект. В 1995 г. были начаты работы по созданию ГБД Якутии. В соответствии с разработанными положениями, формируемая ГБД имеет трехуровневую структуру [2].
Лаборатория геотермии криолитозоны Института мерзлотоведения СО РАН начала формирование третьего уровня структуры ГБД – фактического материала, который включает в себя структурированную геокриологическую информацию по мониторингу отдельных компонентов криолитозоны, полевым и лабораторным исследованиям, точкам маршрутных наблюдений и горным выработкам
Сибирской платформы.
Программным продуктом создаваемой системы мы выбрали DELPHI – одну из самых мощных,
многофункциональных систем разработки прикладных программ для WINDOWS, которая дает возможность визуальной разработки приложений на основе принципов объектно-ориентированного программирования. DELPHI ориентировано именно на создание приложений WINDOWS для работы с
базами данных и имеет целый ряд инструментов разработки таких приложений, является полномас-
101
штабным средством разработки почти всех известных СУБД и потому именно в этой системе мы
имели возможность сохранить имеющиеся наработки и базы данных.
Большим преимуществом приложений, разрабатываемых в среде Delphi, стала доступность использования как реляционного, так и навигационного программирования при работе с данными. Такую возможность приложениям Delphi предоставляет ядро процессора баз данных Borland Database
Engine (BDE). Использование реляционных методов позволяет манипулировать большими выборками информации. Навигационные методы дают приложению преимущества быстрого доступа к отдельным полям и записям таблиц баз данных.
Стандартным языком разрабатываемой базы данных, является SQL – структурированный язык
запросов (Structured Query Language). Он позволяет создавать реляционные базы данных, представляющие собой набор связанных данных, хранящихся в таблицах, и оперировать ими. Для реализации
запросов в Delphi используется специальный компонент TQUERY, который позволяет осуществлять
все преимущества запросов SQL для работы с данными.
Работа по формированию базы Сибирской платформы направлена на систематизацию геотеплофизической информации, в основу которой положены первичные данные по физикогеографическим и техническим характеристикам опорных участков, температурному режиму и теплофизическим свойствам горных пород. На основе анализа этих данных возможна аналитическая работа по выявлению особенностей и закономерностей распространения ММП по участкам, орографическим областям, геоструктурам. С этой целью в настоящее время созданы:
1 – банк данных по физико-географическим и техническим сведениям горных выработок, в которых проводились геотеплофизические исследования. В данном банке обобщена информация по 35
пунктам (№ скважины, местоположение, абсолютная отметка, дата проведения температурного замера и т.д.), в том числе приведены температурные данные на реперных глубинах, полученные непосредственно измерениями или расчетным путем;
2 – банк региональных данных по теплофизическим свойствам, которые в настоящее время
включают в себя набор теплофизических и физических характеристик горных пород (коэффициент
теплопроводности, коэффициент температуропроводности, теплоемкость, плотность скелета грунта,
весовая влажность), а также эффективная теплопроводность пород для горизонтов мерзлой толщи;
3 – банк первичных данных по температурным измерениям в горных выработках.
Геокриологическая база данных Сибирской платформы может рассматриваться как элемент
ВГБД и как самостоятельная региональная база данных. В основе её систематизации заложен геолого-структурный принцип. Структурами 1-го порядка (их 14) являются: Алданская, АнабароОленекская, Байкитская, Непско-Ботуобинская антеклизы; Вилюйская, Тунгусская, ПрисаяноЕнисейская синеклизы; Предверхоянский, Предпатомский, Приенисейский, Нижнетунгусский прогибы; Турухано-Норильское поднятие, Енисейская складчатая область, Иркутско-Черемховская впадина, существенно отличающиеся после протерозойского геологического развития, разрезом верхней
части литосферы и морфологией рельефа (рис.). К структурам 2-го и 3-го порядков отнесены более
мелкие: Алдано-Становой щит, Анабарский массив, Оленекский свод и др. Структурами 4-го и 5-го
порядков являются участки, на которых выполнены мерзлотно-геотермические исследования.
В настоящее время в базе геокриологических данных Сибирской платформы собран материал
по 235 участкам (около 2 500 горных выработок). Работа с базой данных позволяет вести просмотр
имеющейся информации в табличном и графическом вариантах, выборку интересующих данных, её
статистическую обработку.
Обеспеченность различных структур мерзлотно-геотермической информацией неравномерна.
Это связано, в первую очередь, с малой освоенностью некоторых регионов, а также с труднодоступностью и повышенной секретностью фондовых материалов, касающихся состояния окружающей
среды. По данным статистических исследований установлено, что при отсутствии единой системы
управления информационными ресурсами от 5 до 10% данных ежегодно теряется из-за неправильного учёта, несоблюдения правил хранения, качество данных в местах их традиционного хранения либо
не известно, либо не отвечает современным требованиям; от 60 до 80% рабочего времени теряется на
поиск, проверку и подготовку необходимой информации. Особенно это сказывается при осуществлении программ интенсивного развития территорий. Именно таким регионом является Алданская антеклиза, где в настоящее время осуществляется мощный инвестиционный проект «Комплексное развитие Южной Якутии».
Одной из структур, наиболее обеспеченной геокриологической информацией является Алданская антеклиза. Это связано, в первую очередь, с богатством природных ресурсов и историей освоения региона. Именно в этом регионе, с 1950-х годов Академией наук СССР начали проводиться ком-
102
плексные научно-исследовательские работы, благодаря которым положены основы выявления закономерностей формирования геокриологических условий горных областей и предгорий. В настоящее
время в пределах Алданской антеклизы собрана информация по 87 участкам (более чем 1000 горным
выработкам). Создавая информационную геокриологическую базу данных, представляется возможным объективно оценить современное состояние и динамику криолитозоны. Используя наблюдательные площадки, созданные в 1950-х годах, создать мониторинговую геокриологическую сеть, получить
количественные характеристики развития экзогенных процессов и явлений во времени в зависимости
от изменений климата и техногенного воздействия в различных геоморфологических условиях.
Рис. Схема геоструктурного районирования Сибирской платформы.
1 – участки мерзлотно-геотермических исследований; 2 – границы геоструктур.
В современный период развития общества и науки создание доступных информационных систем является реальной необходимостью в развитии науки, образования и осуществлении экономически целесообразных проектов. Формирование подобной системы возможно лишь при тесном сотрудничестве молодежи (информационные системы) и специалистов старшего поколения (разработка
структуры, поиск информационных ресурсов). Это позволит нам ликвидировать существующий возрастной дисбаланс в науке, привлечь одаренную молодежь в наши ряды, повысить информационный
ресурс научных исследований и разработок. В настоящее время для решения этой проблемы необходим государственный подход, объединяющий исследователей в единый проект создания доступных
информационных систем (баз данных) в различных направлениях естествознания.
Литература
1. Железняк М.Н. Геотемпературное поле и криолитозона юго-востока Сибирской платформы. – Новосибирск. Наука, 2005. – 228 с.
2. Балобаев В.Т., Алексеева О.И., Железняк М.Н., Шац М.М. Создание геокриологической базы данных
Якутии // Материалы первой конференции геокриологов России. – М.: Изд-во МГУ, 1996. – Кн. 1. – С. 93-100.
103
ГЕОКРИОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ АЛТАЕ-САЯНСКОЙ ГОРНОЙ СТРАНЫ
И ИХ РОЛЬ В СПЕЦИФИКЕ РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ
Железняк М.Н., Шац М.М., Рыбчак А.А.
Институт мерзлотоведения им. П.И. Мельникова СО РАН, г. Якутск, fe@mpi.ysn.ru
Алтае-Саянская горная страна (АСГС) – один из наиболее южных регионов РФ, где многолетнемерзлые породы (ММП) широко развиты и определяют своеобразие ландшафтной структуры, в
том числе и специфику экзогенного рельефообразования. Ранее нами было показано [1], что районы
развития ММП охватывают 45% горной страны, а непосредственно мерзлые толщи занимают около
20% её территории. Характер развития ММП, в соответствии с направленностью изменения всей
ландшафтной среды горной страны, соответствует, главным образом, закономерности высотной поясности и, в меньшей степени, меридиональной секторности (с запада на восток).
В пределах выделенных и картографически отображенных высотных поясов островного, прерывистого и сплошного распространения, ММП непосредственно занимают соответственно: до 30; от
30 до 90 и более 90% их площади.
Каждый из высотных поясов отличается и иными геокриологическими параметрами. Так, мощность многолетнемерзлых пород в тех же высотных поясах варьирует соответственно в интервале 790; 50-160 и 100-400 м и более, а температуры пород – от 2.2 до -1.0; от 0.6 до -3.1 и от 0.6 до -5ºС и
ниже. Столь суровые и разнообразные мерзлотные условия, обусловливают здесь широкое развитие
экзогенных процессов, в число которых входят криогенные, связанные с фазовыми переходами, находящейся в породах, влаги.
Ведущую роль в активности и пространственной распространенности криогенных форм играют
как геологическое строение, так и орографическое положение участков. Так, на участках развития
рыхлых отложений, обычно приуроченных к днищам межгорных депрессий, поверхностям террас и
выположенных водоразделов, имеющих пологую или полого наклонную поверхность, преобладают
морозобойное трещинообразование с формированием повторно-жильных и грунтовых льдов, термокарстовые просадки, морозная сортировка, мерзлотное пучение и т.д. Для крутых склонов средне- и
высокогорья, где чехол рыхлых отложений маломощен, либо вообще отсутствует, характерен несколько иной комплекс: солифлюкционные натеки и террасы, криогенное сползание и т.п.
Менее благоприятные условия для криогенного рельефообразования в предгорных и низкогорных районах. Климат здесь менее суров и формируются лишь отдельные морозобойные трещины
длиной не более 10 м, сезонные бугры пучения и наледи, пятна-медальоны (рис. 1, 2).
Очевидно, что даже приведенные, очень краткие, сведения свидетельствуют о крайней пестроте
геокриологических условий Алтае-Саянской горной страны, играющих решающую роль в специфике
экзогенного рельефообразования. Для познания этой специфики необходима систематизация геокриологической информации в виде проблемно-ориентированных баз данных. Подобная база начала
создаваться в Институте мерзлотоведения им. П.И. Мельникова СО РАН. В настоящее время по горному Алтаю в этой базе собраны геотермические исследования по 21 участку в скважинах глубиной
от 15 до 450 м.
Работа по формированию базы Алтае-Саянской горно-складчатой области направлена на систематизацию геотеплофизической информации, в основу которой положены первичные данные по
физико-географическим и техническим характеристикам опорных участков, температурному режиму
и теплофизическим свойствам горных пород. На основе анализа этих данных будет возможна аналитическая работа по выявлению особенностей и закономерностей распространения ММП по участкам,
орографическим областям, геоструктурам. В структуру базы данных входят:
1 – банк данных по физико-географическим и техническим сведениям горных выработок, в которых проводились геотеплофизические исследования. В данном банке обобщена информация по 35
пунктам (№ скважины, местоположение, абсолютная отметка, дата проведения температурного замера и т.д.).
2 – банк региональных данных по теплофизическим свойствам, которые в настоящее время
включают в себя набор теплофизических и физических характеристик горных пород (коэффициент
теплопроводности, коэффициент температуропроводности, теплоемкость, плотность скелета грунта,
весовая влажность), а также эффективная теплопроводность пород для горизонтов мерзлой толщи;
3 – банк первичных данных по температурным измерениям в горных выработках.
104
Рис. 1. Разрушение многолетнего гидролакколита в Джулукульской котловине.
Рис. 2. Подземные льды, вскрывающиеся в обнажении «Мерзлый Яр».
Геокриологическая база данных Алтае-Саянской горно-складчатой области может рассматриваться как элемент Российской и мировой геокриологических баз данных и как самостоятельная региональная база данных [2, 3].
В настоящее время при повсеместно отмечающемся потеплении климата, в системе наук о Земле, очень много внимания уделяется исследованию влиянию климата на реакцию экосистемы. Одним
из таких сложных, интересных и многогранных вопросов, является реакция криолитозоны, как составляющей экосистемы и динамика и особенности формирования экзогенных процессов, на современное изменение климата. В последние 5 лет, в научных работах появилось достаточно много прогнозных моделей различных палеореконструкций. Не уступают в количестве и модели не долгосрочного прогноза реакции криолитозоны на изменение климата. Современные модели многофакторны и
многокомпонентны, однако, в большинстве случаев, недооценивают роли ряда факторов. Несомненно, все модели сопоставляются с отдельными (удобными для моделей) современными условиями па-
105
раметров и состояния объектов. Недостаточность и неточность информации, очень часто связанная с
использованием для реанализа локальных данных, приводит к неработоспособности моделей. Таким
образом, наряду с базами данных, другим, очень важным вопросом является создание мониторинговых площадок за оценкой динамики криолитозоны и развитием экзогенных процессов. К этой работе,
несомненно, нужно подключать общеобразовательные и учебные учреждения региона.
В заключение подчеркнем, что при создании геокриологической базы данных и мониторинговой сети Алтае-Саянской горно-складчатой области, территориально весьма удаленной от Якутска,
необходимо соучастие научно-исследовательских и производственных организаций из Новосибирска,
Барнаула, Иркутска, Кызыла и т.д. Наиболее удобная форма сотрудничества при этом являются интеграционные проекты, которые, несомненно, должны сформироваться в ближайшее время при тесном
сотрудничестве научных и геологических организаций работающих в регионе.
Литература
1. Шац М.М. Геокриологические условия Алтае-Саянской горной страны. – Новосибирск: Наука, 1978. –
78 с.
2. Балобаев В.Т., Алексеева О.И., Железняк М.Н., Шац М.М. Создание геокриологической базы данных
Якутии. // Материалы первой конференции геокриологов России. – М.: Изд-во МГУ, 1996. – Кн. 1. – С. 93-100.
3. Железняк М.Н. Геотемпературное поле и криолитозона юго-востока Сибирской платформы. – Новосибирск: Наука, 2005. – 228 с.
ДИНАМИКА ФОРМИРОВАНИЯ ТЕРМОЭРОЗИОННОГО ЦИРКА НА ШИРОТЕ
СЕВЕРНОГО ПОЛЯРНОГО КРУГА В ДОЛИНЕ р. ЕНИСЕЯ
Зепалов Ф.Н., Познаркова С.В., Казанский О.А.
Игарская геокриологическая лаборатория, ИМЗ СО РАН, г. Игарка, kukareku85@mail.ru
Введение
Возникновение процесса термоэрозии в долинах рек криолитозоны могут вызвать серьезную
опасность при использовании этих территорий в качестве портовой зоны. В настоящий момент строятся и продолжают действовать такие речные порты, как Дудинка, Якутск, Игарка, Прилуки, Караул,
Диксон. Возникновение процесса термоэрозии в районе инженерных сооружений возможно и в настоящее время. Долина реки Енисей не изучена на наличие мощных подземных льдов с достаточной подробностью. Самое большое их скопление на реке Енисей –
«Ледяная Гора», было вскрыто неожиданно, в результате природного процесса, а не изысканий [1] (рис. 1).
Многолетние изучения обнажения «Ледяной Горы» позволяют нам говорить об эволюции других ледяных обнажений в долинах рек криолитозоны.
В ходе работы были поставлены следующие задачи: оценить современную динамику процесса термоэрозии, сравнить со скоростями, измеренными в 70-90 гг.,
выявить причину затухания процесса, дать оценку возможного его возобновления.
Для этого были организованы ежегодные экспедиции к обнажению, продолжены натурные наблюдения
за бровкой обнажения, замерена температура грунтов на
склонах бровки, оценен чехол склоновых отложений
надо льдом в долине цирка, подняты архивные материалы по изучению обнажения в более ранние годы.
Современное состояние
На данный момент обнажение «Ледяной Горы»
продвинулось вглубь берега на 400 м относительно 60-х
годов. В ходе вытаивания льда было вынесено в Енисей
Рис. 1. «Ледяная гора» в 1976 г.
более миллиона кубометров воды и рыхлых отложений.
(фото О.А. Казанского).
Днище термоцирка занесено делювиальными отложе-
106
ниями, мощность которых составляет от 1,5 до 4 м. В центре термоцирка остаются столбы торфяников, не вынесенных в результате протаивания льда. Само днище в результате аккумуляции склонового материала более выположено, чем поверхность террасы, имеет очень низкий базис эрозии. Открытого обнажения льда ни в одной из стенок термоцирка не наблюдается. Наклоны стенок термоцирка
сильно разнятся – от 20° в вершине цирка до 90° в боковых стенках. Наиболее распространенные отложения в обнажении «Ледяная Гора» в верхней части – это суглинки и супеси, ниже пески с валунами. В днище цирка до сих пор захоронен пластовый лед, мощность не менее 3-4 метров. Площадь
пластовой залежи льда в различные годы оценивалась по-разному – от 80 до 300 тыс. м2, а предполагаемый объем составлял более миллионов кубометров. По данным бурения и геофизических исследований, мощность льдов достигала 40 м, увеличиваясь с удалением от р. Енисея до 60-70 м.
Рельеф обнажения «Ледяная Гора» представляет собой низменную, слегка всхолмленную часть
восточной окраины Западно-Сибирской равнины. Это каргинский террасовый уровень, сильно расчлененный эрозией и термокарстовыми процессами. Образовавшийся в результате термокарстовых и
термоэрозионных процессов огромный, неправильной формы, термоцирк расположен в пределах относительно возвышенной гряды с абсолютными отметками 45-55 м. В его окрестностях распространены термокарстовые озера, находящиеся на различных стадиях развития. Эти озера и болота соединены между собой пересыхающими ручьями и находятся на различных высотных уровнях (от 25 до
37 м).
Русло Енисея в створе обнажения «Ледяная Гора» имеет ширину 2,5 км, глубина реки в межень
достигает 10-15 м. Ширина поймы на этом участке достигает 10 км, имеет множество проток, островов, заросших густым и высоким тальником, ольхой, редколесьем из ели, березы и лиственницы. На
левом берегу песчаный пляж и отмель, а на правом – узкий и крутой каменистый бечевник.
Значительную роль в формировании климата в районе играет географическое положение территории: близость к полярному кругу, положение в переходной зоне между Западно-Сибирской равниной и Среднесибирским плоскогорьем, где в течение всего года противоборствуют Сибирский антициклон и воздушные массы с Атлантики, идущие через Полярный Урал и Карское море.
История открытия обнажения
Вскрытие ледяной залежи произошло в результате катастрофического размыва берега реки
Енисея высоким половодьем 1969 г., достигшим 23-метровой отметки над меженным уровнем. Термическое и физическое воздействие воды вызвало активизацию оползневого процесса. Быстрое таяние ледяной залежи привело к интенсивному разрушению участка правого берега, образованию
большого термоцирка с остаточным пластом льда на дне. Осенью 1969 г. наблюдался активный вынос делювиального материала с образованием ярко выраженного конуса выноса. В последующие годы скорость отступания бровки термоцирка возрастала, ежегодно увеличивалась мощность обнаженной части залежи. В связи с вытаиванием льда обнажение каждый год менялось, проявлялись новые
детали строения, как самого льда, так и вмещающих его отложений.
Методика исследований
Для оценки динамики процессов термоэрозии была использована устоявшаяся методика реперных замеров. На расстоянии 10-15 м от бровки вдоль всего склона термоцирка были заглублены и
установлены реперы. Для изучения динамики температуры грунтов были пробурены термометрические скважины на склоне термоцирка и в его днище, а также измерялась температура грунтов в скважинах, пробуренных ранее. Была разбита площадка на зарастающем склоне термоцирка с целью проведения исследований по наблюдению за скоростью вторичной сукцессии. Оценивались следующие
параметры: количество растений, их вид, размер, состояние. Осуществлено картирование современного состояния бровки термоцирка и сравнение его с данными, полученными в более ранние периоды. Для оценки воздействия сезонных амплитуд воздуха на ледяное тело в днище термоцирка были
замерены глубины протаивания грунтов и определена мощность льдоперекрывающих делювиальных
отложений.
Результаты исследований
Ежегодные натурные наблюдения показали, что наибольшая скорость вытаивания и разрушения стенок обнажения наблюдалась в 1980-х годах. В результате интенсивного таяния пласта льда
образовались термокарстовые озера. В августе 1988 г. сотрудники ИНИМС произвели спуск озера
Щучье, находившегося в непосредственной близости от Ледяной горы. Мероприятие было направлено на остановку развития термокарстового процесса в верхней части купола. В результате частичного
спуска озера, уровень воды в котловине понизился с 37 до 32 м, образовались три отдельных водоёма
– озёра Северное, Среднее и Южное. На осушенных участках котловины озера с 1989 г. по 1999 г.
107
велись наблюдения за изменением температурного режима грунтов и динамикой новообразования
многолетнемерзлых пород на дне спущенного озера [2].
Заметное замедление и прекращение вытаивания этой залежи подземного льда и её полное самозахоронение произошло в летние периоды 1990-1991 гг. в связи с отсутствием выноса вытаемого и
разрушаемого материала на бечевник р. Енисей с зарастанием и осыпанием крутых стенок обнажения
травой и тальником. Пластовый лед в 1990-1993 гг. обнажался только на дне нового термокара, образовавшегося после спуска озера Щучье в створе мощных останцов торфяника на границе между старым и новым термокарами.
В сентябре 1994 г. обнажение вновь вскрылось в северо-западной части термоцирка на вершине
моренной гряды с абсолютными отметками 50-55 м, на расстоянии 400 м от берега Енисея. К 1997 г.
высота видимой части ледяной залежи достигла 10-15 м, а ширина – около 100 м, что свидетельствует об активном развитии склоновых процессов. В 2000-х годах в связи с отдаленностью от берега
прекратился вынос из термоцирка оттаявшего грунта, произошло зарастание склонов и самозахоронение нижней донной части залежи слоем склоновых отложений.
За время наблюдений размер термокара увеличился от 50х60 м до 500х600 м. Максимальная
скорость разрушения ледяной залежи отмечена в северной части обнажения (склон южной экспозиции): в 1980 г. – 27 м, в 1983 г. – 30 м за лето, при средней скорости отступания бровки цирка в эти
же 15-20 м [3]. В настоящий момент отступание бровки практически не наблюдается.
На расстоянии 10 м от бровки была пробурена скважина глубиной 6,5 м. Близость данной
скважины к бровке позволяет оценить термическую
устойчивость склона. В результате проведенных
термометрических замеров выяснилось, что температура
в скважине не опускается ниже -0,6 °С, а в верхних
горизонтах установилась в районе -0,24 °С. Таким
образом можно сделать вывод о распространении
высокотемпературных грунтов в бровке обнажения; при
возникновении дополнительной тепловой нагрузки (что
может быть вызвано снятием торфяного покрова) породы
протают.
Результаты температурных замеров в котловине
спущенного озера показывают, что на данной широте в
аридных условиях в современности мерзлые породы не
образуются, из чего можно сделать вывод, об общей
деградации многолетнемерзлых пород в данном районе
(рис. 2). В ходе бурения склона выяснилось, что ледяное
ядро на глубину 6,5 м не вскрывается. Из чего можно
сделать выводы о том, что либо ледяное ядро в этой части
термоцирка полностью протаяло, либо ледяной горизонт
располагается глубже. На дне термоцирка в ходе бурения
была вскрыта ледяная залежь, идентичная по своему
строению пласту «Ледяной горы».
Рис. 2. Графики температуры грунтов на «Ледяной горе»
на 15.09.2010 г.
Заключение
В результате действия термоэрозионного смыва было вынесено в р. Енисей более 1 млн. м3 минеральных отложений и воды. На данный момент термоэрозионный процесс практически затух. История обнажения показывает, что в результате действия ливневых дождей и высоких половодий могут возникнуть условия, при которых ледяное ядро вновь обнажится. Наблюдения за возможной активизацией процесса будут продолжены в следующем году.
Литература
1. Гросвальд И.Г., Втюрин Б.И., Суходровский В.Л., Шишорина Ж.Г. Подземные льды Западной Сибири:
происхождение и геоэкологическое значение // Материалы гляциологич. исследований. – М: АН СССР, 1985. –
Вып. 54. – С. 145-152.
2. Карпов Е.Г., Барановский Е.Л. Состояние криолитозоны Игарского района Енисейского Севера. –
Якутск: ИМЗ СО РАН, 1999. – 90 с.
3. Кузнецова Т.П., Карпов Е.Г. Условия формирования ледоминерального комплекса Ледяной Горы. –
Якутск: ИМЗ СО АН СССР, 1989. – 172 с.
108
МОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ЗАЛИВА ПРОВАЛ
Ильичёва Е.А.1, Павлов М.В.2, Чернышов М.С.3
1
Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, г. Иркутск, lenail3663@mail.ru
2
ООО «Геоспектр», г. Санкт-Петербург, maksimpavlov@rambler.ru
3
Иркутский государственный университет, г. Иркутск, 91stringer@bk.ru
В работе рассмотрены история возникновения, развития и морфология залива Провал (оз. Байкал). Представлены картосхемы батиметрической съёмки, выполненные на основе лоцманских материалов естественного этапа формирования залива 1902, 1956 гг. [1-3]. Рассчитаны основные морфометрические параметры водоёма (1956 г.). Определены тенденции динамики осадконакопления и
эрозионно-аккумулятивные зоны и области.
Возраст дельты р. Селенги насчитывает около 500 лет [4], наиболее древнее образование ее
фланговых частей – залив Провал. Образование залива, по предположениям Б.А. Богоявленского [5]
и А.А. Рогозина [6], унаследовано и, возможно, обусловлено гравитационным тектогенезом при наличии критической массы накопленных осадков в существовавшей ранее акватории. Впоследствии
котловина вновь заполняется терригенным материалом, поставляемым флювиальными потоками, заболачивается и преобразуется в сушу. Гипотетически таким генезисом можно объяснить существование Цаганской степи на месте современного залива Провал. Возникновение залива обязано землетрясению 1861 г.
Поступление наносов с водами р. Селенги составляет более 3 млн.т/год, интенсивность осадконакопления значительна, но неодинакова по пространству дельты. Скорость современного осадконакопления в акватории залива, смещение приустьевых баров внутрь лагуны может привести в самой
недалекой перспективе к заилению залива и его деградации как водоема [5,6].
Работа выполняется при поддержке гранта РФФИ №11-05-01038-а.
Литература
1. Атлас озера Байкал. Составлен Гидрографической экспедицией под начальством полковника
Ф. К. Дриженко. – СПб.: Издание Главного гидрографического управления, 1902.
2. Лоция и физико-географический очерк озера Байкал / Под ред. Ф.К. Дриженко. — СПб.: Издание
Главного гидрографического управления, 1898. — 443 с.
3. Атлас озера Байкал. Прибрежная часть. РСФСР Министерство Речного Флота Восточно-Сибирское
бассейновое управление пути. – Иркутск, 1959.
4. Зорин Л.В. Формирование дельты Селенги и образование залива Провал / Уч. зап. МГУ. Сер. геоморфол. – М: 1956. – Вып.182. – С. 193-196.
5. Богоявленский Б.А. Моделирование природы озёрного края селенгинской дельты, её динамика и прогноз развития // История развития речных долин и проблемы мелиорации земель. – Новосибирск: Наука, 1979. –
С. 105-128.
6. Рогозин А.А. Береговая зона Байкала и Хубсугула. Морфология, динамика и история развития. – Новосибирск: Наука, 1993. – 168 с.
РЕЛЬЕФ И ГЕОЛОГИЯ ТУРИСТИЧЕСКО-ПОЗНАВАТЕЛЬНЫХ
МАРШРУТОВ МУНКУ-САРДЫК
Китов А.Д.1, Коваленко С.Н.2
Институт географии им. В.Б.Сочавы СО РАН, г. Иркутск, kitov@irigs.irk.ru
2
Восточно-Сибирская государственная академия образования, г. Иркутск,
igpug@irk.ru
1
Одной из доступных, живописных и разнообразных, рекреационных территорий в плане сочетания геологических структур, рельефа и ландшафтов, является горный массив Мунку-Сардык. Массив находится в Южно-Сибирской горной области. Это наиболее высокая часть Саян с вершиной
Мунку-Сардык (3491 м). Имя ее переводится как «Вечно белый голец» [1]. И действительно, хребет
резко возвышается, сверкая своим пиком, среди соведних гор и долин. Окружающие ландшафты
принадлежат к верхнеангарской болотно-остепненно-подтаежной подгорной провинции. Здесь можно найти ландшафты от степных, в районе Монд и Монгольского Прихубсугулья, до нивально-
109
гляциальных (вечных снегов). Эта территория нуждается в присвоении ей статуса национального парка, обустройства маршрутов и в грамотных экскурсоводах, способных не только провести по тропам
разной сложности, показать все сокровенные красоты, но и пояснить их возникновение и развитие.
Геологические, геоморфологические и ландшафтные достопримечательности территории можно рассмотреть на примере главной туристической тропы от устья Белого Иркута до ледника Перетолчина под главной вершиной [2–3].
От основного тракта, следующего до районного центра Орлик, у моста туристы входят в Ворота, образованные твердыми скальными породами, фрагментами плеча трога палеоледника УстьИркутного, уцелевшими в процессе интенсивной эрозии флювиогляциальных потоков от более молодых палеоледников, располагавшихся выше по долине.
Далее следует расширение Белого Иркута – результат экзарационных процессов, некогда находившегося здесь палеоледника (п/л) Усть-Иркутного. Это благодаря ему произошло расширение долины. На крутом скальном склоне правого борта долины можно заметить пещеры, они образованы в
результате эолового выветривания, поэтому сухие. Этот склон в своей верхней части резко переходит
в многоступенчатую террасу ледникового происхождения — выровненную, местами заболоченную
водораздельную поверхность между рр. Белый Иркут и Буговек. Террасы-ступени этой поверхности
были последовательно сформированы экзарационными процессами ледяных языков палеоледников –
Окинского (самая высокая заболоченная площадка, где находится перевал Прямой), Усть-Иркутного
и Прямого (площадки более низкого уровня). По этой водороздельной поверхности из долины
р. Буговек через перевал Прямой к устью руч. Ледяного следует туристическая тропа.
Выположенные участки более высокого левого борта долины обязаны своим происхождением
экзарационной деятельности самого древнего п/л Окинского, заложившего долины описываемой территории и сформировавшего современный рельеф на склонах перевала Нуху, ознакомиться с которым можно совершив небольшой маршрут до вышеназванного перевала по хорошей старой конной
тропе, некогда соединявшей поселки Монды и Орлик. Начало тропы находится возле буддийской
ступы Субурган вблизи тракта.
Центральная русловая и пойменная части долины характеризуются открытым галечным пейзажем, в котором большую часть года присутствует речная наледь. По краям поймы распространены
куртины лиственнично-березово-осинового леса — любимые места стоянок туристов и спасателей.
Верхнюю часть расширения долины обрамляют высокие скалистые обрывы, некогда служившие стенками кара жившему и умершему здесь п/л Усть-Иркутному. Прорезая эту стенку, река образует протяженный извилистый каньон с отвесными стенками, сложенными карбонатно-кремнистыми
осадочными породами желтого, серого, белого и черного цветов. Среди известняков отмечены своеобразные карбонатные брекчии, состоящие из угловатых обломков известняков, доломитов и реже
кварцево-хлоритовых сланцев. Окатанные обломки встречаются исключительно редко. Величина обломков колеблется от 1 до 5 см, а местами доходит до 25 см в поперечнике. Цемент карбонатный,
ожелезненный и перекристаллизованный, содержит зерна кварца, альбита, мусковита. Между обломками часто встречаются пустоты с кристаллами кальцита. Они слагают узкие длинные линзы, вытянутые по слоистости известняков. Их связь с тектоническими смещениями не улавливается. B.H. Лодочников считал эти породы брекчиями берегового обрушения, образованными за счет разрушения
известняковых островов в мелководном морском бассейне, на краю существовавшего здесь Хубсугул-Дзабханского палеомикроконтинента (Беличенко, Боос, 1988).
Летом каньон является труднопреодолимым препятствием, так как в вертикальных щеках желто-черных пород мчится горный поток. Справа от ущелья перемычка из разрушающихся пород высотой с перепад водного потока. В этом месте следует установить металлическую лестницу, а далее
подвесной мост на тросах через Белый Иркут. Это было бы не только безопасной переправой, но и
смотровой площадкой.
Выше ущелья – очередное расширение долины, сформированное деятельностью палеоледников
Портулановского и Новопортулановского. По левому берегу по первой террасе, являющейся в недалеком прошлом плечом трога небольшого возрожденного п/л Новопортулановского, в кедроволиственничных куртинах леса между гигантскими эрратическими валунами, оставленными палеоледником, проходит тропа. В этом месте с правого берега на левый также необходимо соорудить надежный мост. С этого борта в Белый Иркут впадает два ручья, имеющих чрезвычайно живописные
долины в любое время года, названные нами Ручей Эльфов и Потайной. Оба ручья своими верховьями достигают границы леса и выходят на обширное, протяженностью до 3–5 км, плечо древнего трога п/л Окинского.
110
С правого борта долины впадает, не менее живописный, ручей Ледяной, пойма которого практически круглогодично покрыта ступенчатыми наледями, удобными для ледовых подготовок. Выше
устья Ледяного весь правый склон осыпной. Здесь рыхлые моренные породы, оставленные тремя палеоледниками — Окинским, Портулановским и Новопортулановским, — подмываются речным потоком Белого Иркута и обрушиваются, пытаясь его засыпать. Этот склон и берег Белого Иркута непроходимы и опасны в любое время года, но особенно в конце июня – начале августа, когда во время
дождливых периодов со склона сносится большое количество рыхлого материала, перегораживающего русло почти до середины потока.
На этом интервале до места слияния долин рр. Мугувека и Белого Иркута, названного туристами Стрелкой, хорошо сохранились субгоризонтальные и пологие залесенные плечи вложенных один
в другой трогов палеоледников Портулановского и Новопортулановского, на которых обычно и размещаются основные базовые стоянки туристов. Но эти плечи трогов периодически в разные годы
подмываются водными паводковыми потоками сразу двух рек — Мугувека и Белого Иркута с образованием протяженных, высоких и крутых, осыпающихся обрывов. Для сохранения окружающих
ландшафтов необходимо обустройство стоянок и обеспечение топливом. По левому берегу в устьях
ручьев и выходов подземных вод обычно образуются живописные наледи. Летом по срубленным деревьям и побеленным стволам можно определить их высоту, достигающую более 3 м.
Выше Стрелки, как по Белому Иркуту, так и по Мугувеку, начинаются ущелья с многочисленными водопадами – результат глубинной водной эрозии стенок кара п/л Портулановского. Междуречье же, его нижняя часть, сложенное мощным рыхлым моренным материалом палеоледников Лесного и Бело-Иркутного, сильно изрезано оврагами. Установленные нами в этом месте маркеры показывают скорость развития эрозии и отступания обрывов. Зимой и весной по замерзшим водопадам
можно подняться со специальным снаряжением, летом лучше подниматься по левому борту долины
по обходным тропам по водораздельным и тальвеговым частям оврагов и следовать далее по плечу
трога п/л Лесного. Эти тропы на крутых подъемах следует обустроить перилами и смотровыми площадками.
Выше ущелья с водопадами р. Мугувек снова наблюдается расширение долины – очередная карово-троговая ступень, где находился п/л Лесной. Это благодаря его экзарационной деятельности на
этом интервале маршрута имеем широкую долину, удобную для жизни и прохода, небольшой уклон
реки и красивые открытые эстетичные горные ландшафты, представленные в основном ягелевой лесотундрой с редуцированной лиственницей и отдельными кедрами. Поэтому здесь должно быть ограниченное количество стоянок с обязательным обеспечением топливом.
Выше границы леса до крутого скального уступа в виде обработанного ледником останца с небольшим водопадом простирается ягелевая тундра. Эстетическим центром окружающего пейзажа
здесь является красивая многолетняя мощная (3-4 м) речная наледь. Наледь формируется в течение
всей зимы в результате разгрузки накопившихся за лето подземных вод на границе магматических и
осадочных пород. Выше наледи до главного хребта в геологическом отношении располагаются крепкие и устойчивые магматические гранитоидные породы, ниже по долине – преобладают осадочные.
Аналогичные наледи на этом же уровне обнаруживаются на соседних реках Буговеке и Белом Иркуте. Кроме того, зимой на речных наледях внимание туристов привлекает интересное явление – бугры
пучения льда.
Крутой уступ ранее, когда в этой части долины находился п/л Лесной, был наверное довольно
высокой стенкой кара, и служил в качестве ригеля для более молодого п/л Лугового, сформировавшего себе трог и кар чуть выше этого уступа по долине.
Следующий выположенный и расширенный участок-трог, принадлежавший п/л Луговому,
очень красив, с многочисленными моренными грядами и западинами, очень удобен для прохода,
имеется много троп. Здесь можно полакомиться горным луком, ревенем, набрать грибов и, если повезет, увидеть стадо диких горных козлов. Ландшафт представлен, в основном, каменистой ягелевой
тундрой, а под останцом, названным нами горой Брусничной (на ней обнаружены кустики брусничники), подпирающей оз. Эхой, заболоченный луг с меандрирующим горным прозрачным ручьем. По
выровненной площадке в беспорядке разбросаны огромные камни, свалившиеся с окружающих скал.
Среди них имеется валун похожий на крота, розовый валун в виде пятиметрового куба и др. Эта
площадка была выработана на склоне горного хребта во время нахождения здесь п/л Лугового и являлась дном существовавшего здесь кара. После стаивания ледника, на площадке вначале возникло
горное ледниковое озеро, подобное современному озеру Эхой, расположенному выше. Потом, когда
гипсометрически выше на горном склоне появилось еще два палеоледника, она превратилась в их
111
зандровую площадку, на которой стаивали достигавшие ее отдельные языки льда и отлагались крупноглыбовые абляционные морены и флювиогляциальные пески этих палеоледников.
В моренных отложениях п/л Лугового можно обнаружить остатки древнего леса выше современной границы леса на расстоянии более километра. Так на соседней реке, в аналогичных отложениях, был обнаружен пень метрового диаметра лиственницы возрастом 280 лет, росшей 7750 лет назад в так называемый оптимум голоцена (атлантический период). Тогда среднегодовая температура
была на 6–80 выше современной, а нивально-гляциальная зона была минимальной.
Обрамляющие заболоченную площадку крутые высокие скалы несут на себе следы древней
ледниковой обработки (до существования палеоледников Лесного и Лугового), оставленные мощными ледяными потоками, лишь немного не достававшими вершин хребтов, которые никогда не подвергались оледенению.
Из этого места можно слева с большим трудом по каменистой морене обойти г. Брусничную и
подняться вначале в заваленный кар палеоледника Сухого, а затем к оз. Эхой, или еще левее в кар п/л
Озерного, к оз. Горное и перевалу Мугувек. Обходя же гору по ручью справа, вы вначале попадете в
устье трога палеоледника Пристенного и лишь далее на озеро Эхой и к леднику Перетолчина. А если
подняться правее по крутому перевалу Горный, то можно попасть в другую систему разновысотных
каров и трогов палеоледников: Бело-Иркутного, Конституции, Маленького, Уютного, Шатаевой,
Горного, Промежуточного, ВСГАО, истоки Белого Иркута и далее к леднику Радде, называемого
среди туристов «Великий Могол». От подножия ледника Радде через перевал XXVI-го Партсъезда по
каменистым склонам и тундре можно выйти к разноуровневому каскаду каров и озер верховий
р. Жохой и на оз. Солярис.
На главной тропе, после выхода на ригель п/л Эхойского (хребтик с горой Брусничной перед оз
Эхой), открывается вид на следующие формы рельефа: кар п/л Эхойского (дно его в настоящее время
занято оз. Эхой), курчавые скалы, оставленные этим же палеоледником, древние морены п/л ДревнеСеверного, перекрытые осколочной конечной мореной современного ледника Перетолчина, стенку
кара п/л Эхойского, в последующем служившей ригелем п/л Древне-Северному (останец Фараон),
современный ледник Перетолчина, простирающийся до вершины Мунку-Сардык.
Это уже гольцовая нивально-гляциальная зона. На переднем плане за озером открывается горный луг, где размещаются стоянки туристов, и останец «Фараон». Он кажется пиком, но на самом
деле стесан п/л Древне-Северным, который выше на теле останца отложил в виде вала свою абляционно-осколочную морену. Левее «Фараона» белеют камни конечной морены современного ледника.
Еще 100 лет назад до этой морены и вала доставал язык ледника с открытым льдом, который запечатлел на фото С.П. Перетолчин. Сейчас на этом месте погребенный лед языка, увидеть который, если
повезет, можно только в 3-х метровых провалах. Открытая современная ледовая поверхность ледника
Перетолчина периодически белится снегопадами, а во время оттепелей покрывается краснофиолетовыми водорослями. Это каровый ледник, на примере которого можно объяснить стадии формирования ледника и кара. На космоснимке Quick Bird сверхвысокого разрешения (0,6 м) хорошо
видны следы деятельности ледника. На основе сравнения фотоснимков Перетолчина с современными, выполненных с этих же позиций, и цифровой модели рельефа, определено, что за 100 лет ледник
уменьшился в толщину на 50-60 м.
Ледниковое каровое озеро представляет достопримечательность. Согласно радарной съемке его
глубина порядка 6 м. На его восточном берегу наблюдается небольшой многолетний снежник — остаток от зимних и весенних снежных надувов, чаще всего образуемых на западном и восточном берегах, в которых туристы устраивают снежные пещеры для ночевок.
Закончить этот познавательный маршрут следует на горе Мунку-Сардык (3491 м) – самой высокой вершине Сибири, выше которой нет между Алтаем и Камчаткой. Подниматься на нее зимой
можно по любому приглянувшемуся месту сообразно вашей экипировки и мастерству. Летом же мы
настоятельно рекомендуем единственный маршрут — как можно дальше от ледника справа от него,
по каменным осыпям, с выходом на водораздельный хребет и на вершину. Эта рекомендация связана с
тем, что за многолетние наблюдения за этим ледником с него неоднократно, часто с интервалом в несколько десятков минут, скатывались на большой скорости отдельные камни и камнепады, сходили
каменно-ледяные сели или ледопады (лето 2010 г.). Кроме того, подобные познавательные маршруты
можно совершить по живописным долинам рек Буговек, Средний Иркут, где познакомиться с аналогичной лестницей каров и трогов палеоледников; в верховьях Буговека собрать коллекцию скарновых и
метасоматических пород и минералов; в верховьях Среднего Иркута ознакомиться с диоритами, габбро-диоритами и изучить ярко проявленные процессы физического выветривания жил микрогранитов.
112
Литература
1. Плюснин В.М., Дроздова О.В., Китов А.Д., Коваленко С.Н. Динамика горных геосистем юга Сибири //
География и природные ресурсы. – 2008. – № 2.
2. Китов А.Д., Коваленко С.Н. Рекреационные особенности и картографирование территории массива
Мунку-Сардык / Материалы IX научной конференции с международным участием по тематической картографии: «Тематическое картографирование для создания инфраструктур пространственных данных» (9–12 ноября
2010). – Иркутск: Изд-во ИГ СО РАН, 2010. – Т. 2. – С. 113–115.
3. Коваленко С.Н., Ильинский В.А. Современные эрозионные формы рельефа района г. Мунку-Сардык //
Вестник кафедры географии Вост.-Сиб. гос. академии образования. – 2010. – № 1. – C. 40–49.
4. Kitov A.D., Kovalenko S.N., Plyusnin V.M. The resaults of 100-year-long observations of the glacial geosystem dynamics in the Munku-Sardyk massif // Geography and natural resources. – 2009. – № 3. – P. 272–278.
СТАЦИОНАРНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ ЭКЗОГЕННОГО
РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ В УКРАИНЕ
Ковальчук И.П.
Национальный университет биоресурсов и природопользования Украины, г. Киев,
kovalchukip@ukr.net
Актуальность стационарных и экспериментальных исследований современного рельефообразования обусловлена следующими причинами: 1) сложностью получения информации об интенсивности развития геоморфологических процессов другими методами; 2) большой информативностью
методов стационарных, полустационарных и экспериментальных исследований, возможностью повторения экспериментов; 3) высоким спросом на количественную информацию об интенсивности
экзогенного рельефообразования; 4) необходимостью верификации информации о темпе рельефообразования, полученной другими методами.
Цель стационарных исследований экзогенных геоморфологических процессов (ЭГП) –
получение количественных показателей интенсивности, режима и механизмов развития экзогенных
геоморфологических процессов, их влияния на морфологию и устойчивость рельефа, его инженерные
и экологические свойства; определение рисков, создаваемых экзогенными и эндогенными процессами для человека, общества, природно-технических систем, объектов и коммуникаций; прогнозирование развития геоморфологических процессов и последствий их влияния на рельеф и человека (в том
числе экологических).
Главными задачами стационарных и экспериментальных исследований ЭГП обычно выступают: 1) получение данных об интенсивности их развития (разовой, средней, экстремальной), многолетней динамике (ритмичности, направленности, пульсации, активизации, затухании); 2) выявление
механизмов развития конкретных видов процессов и их спектров в геоморфологических системах
разных рангов, в разных морфоклиматических и морфоструктурных условиях или на формах рельефа
различного генезиса и морфологии; 3) создание информационной основы для моделирования и прогнозирования развития этих процессов на земной поверхности; 4) решение прикладных (инженерных,
поисковых, экологических, дидактических и др.) задач геоморфологии.
Стационарные исследования в Украине. Стационарные исследования ЭГП в Украине имеют
достаточно широкое распространение и продолжительную историю [1 – 22; и др.]. Они берут начало
от наблюдений за стоком воды и развитием эрозионных процессов на сельскохозяйственных землях
еще в 30-х годах ХХ века. Позже внимание уделялось развитию оползневых, карстовых и селевых
процессов. Активизировались стационарные и полустационарные исследования в конце 60-х – 80-х
годах ХХ века, что было вызвано развитием экстремальных паводков и спровоцированных ими эрозионных процессов, селевых явлений, оползней, а также учащение снеголавинных процессов в Карпатах и Крымских горах. В этот период в Украине были созданы Расточский и Черногорский (Львовский университет им. И. Франко), Дымерский (АН Украины) геофизические стационары; Медвежьевский (Предкарпатье), Белковский (Подольская возвышенность), Квасовский, Билковский, Мандринецкий, Синевирский (Закарпатье, Львовский университет), Судакско-Феодосийский (Крым,
Таврийский ун-т) геоморфологические стационары, а также опытно-исследовательские объекты
Черновицкой комплексной геологической партии Львовской геолого-разведочной экспедиции (изучение оползней и карста), Одесского национального университета им. И.И. Мечникова, других институций.
113
Стационарные исследования ЭГП сотрудниками Львовского государственного университета
начаты в конце 60-х – начале 70-х лет ХХ века. С этой целью О.И. Болюхом в с. Медвежа Дрогобычского района Львовской области был создан эрозионный стационар, где велись постоянные наблюдения за плоскостной эрозией на распахиваемых склонах различной крутизны и экспозиции, спровоцированной талым и дождевым стоком, а также ставились эксперименты по искусственному дождеванию участков склонов, занятых различными агрофонами. Изучались фильтрационные и противоэрозионные свойства почв, оценивалось влияние разных факторов на развитие эрозионноаккумулятивных процессов. Результаты исследований опубликованы в виде монографии [1], серии
статей и в кандидатской диссертации О.И. Болюха (1976).
В 1977-1993 гг. стационарные и экспериментальные исследования ЭГП на территории Западного Подолья (с. Билка Перемышлянского района Львовской области) велись И.П. Ковальчуком. Объектом исследования выступали геоморфологические системы типа «склон», «склон – пойма – русло»,
«склоны балочного водосбора – тальвег водосбора – замыкающий створ водосбора – пойма реки –
русло реки», «бассейн I-го порядка – бассейн II-го порядка – бассейн III-го порядка – бассейн IV-го
порядка – бассейны высших порядков». Эти исследования осуществлялись по комплексной программе на 8 стоковых площадках, двух балочных и двух речных водосборах, пяти типичных склонах и 40
площадках дождевания. Они включали определение интенсивности плоскостной эрозии, параметров
транзита и переотложения наносов на различных элементах продольных профилей склонов и в системах «склон», «склон – тальвег», «склоны – водосбор в целом – тальвег», «водосбор временного водотока – пойма реки – русло реки низкого ранга», а также транспортирования наносов реками разных
рангов и выполнения ими эрозионно-аккумулятивной работы. Кроме того, изучался сток растворенных веществ и химическая денудация, рассчитывался баланс наносов в разноранговых геоморфологических системах, темп механической денудации, оценивалось влияние наносов на экологическое
состояние речных систем и развитие в них деградационных процессов. Стационарные исследования
сопровождались экспериментами по определению фильтрационной способности смытых почв, искусственным дождеванием участков склонов (3х1 м2), занятых типовыми агрофонами, с целью определения интенсивности смыва почв и их противоэрозионной стойкости. Эти работы выполнялись совместно с полустационарными исследованиями эродированности почвенного покрова, определением
интенсивности роста оврагов и аккумуляции наносов в долинах и руслах рек, а также анализом интенсивности денудации рельефа картометрическими и расчетными методами. Результаты отображены в кандидатской и докторской диссертациях И.П. Ковальчука [9, 10], серии статей и монографий.
Близкие по содержанию исследования вел в Вулканических Карпатах (с. Билки Иршавского
района Закарпатской области) Я.Б. Хомин [18]. Изучение эрозионно-аккумулятивных процессов им
были дополнены полустационарными наблюдениями за развитием дефлюкции (крипа) на склонах
различной крутизны и экспозиции.
В 1983-1989 гг. стационарные исследования ЭГП в горной части бассейна Тиссы (биологический стационар ЛГУ им. И. Франко возле с. Квасы Раховского района Закарпатской области) под руководством И.П. Ковальчука вел В.Н. Шушняк. Здесь изучались процессы плоскостной и линейной
эрозии на склонах полонин, транспортирования наносов в бассейнах горных потоков, изменения
морфологии поверхности склонов под воздействием выпасания скота. Позже (1989-1991 гг.) был создан стационар в бассейне потока Мандринец у Свидовецком горном массиве Украинских Карпат, где
изучались процессы подготовки и формирования селей. В 1991 г. В.Н. Шушняком начаты стационарные исследования развития флювиальных процессов в бассейне оз. Синевир (Закарпатье). К сожалению, вскоре они прекратились. Результаты опубликованы в серии статей, они вошли в диссертацию
В.Н. Шушняка, защищенную в 2007 г. [22].
Полустационарные исследования динамики овражно-балочных систем в Западной Украине с
1975 г. ведет И.П. Ковальчук. В 1991–2004 гг. овраги бассейна Днестра исследовали И.П. Ковальчук
[10], М.Я. Симоновская [17], Мизочского кряжа – Н.М. Гусак, Б.С. Жданюк, Расточья – И.П. Ковальчук, М.А. Петровская, Е.С. Рябчун. Результаты опубликованы в серии статей и монографий [10].
Часть материалов еще не обобщена.
Полустационарные наблюдения (за развитием дефлюкционных процессов) на Расточье вели
В.П. Брусак, И.В. Дикий. В 2003–2007 гг. эрозионные процессы на лесных вырубках в Карпатах полустационарными методами изучала О.В. Пилипович [15], а в 2005-2009 гг. на сельскохозяйственных
угодьях и залесенных склонах Расточья эрозионные процессы стационарными и полустационарными
методами иcследовала Л. Б. Косык [11]. Полустационарные исследования оползневых процессов на
побережье Черного моря вели И.П. Зелинский, Б.А. Корженевский, Е.А. Черкез, И.Ф. Ерыш и др. [5,
6]. Интереснейшее обобщение результатов стационарных, полустационарных и экспериментальных
114
исследований баланса наносов в низкогорье Крыма и береговой зоне Черного моря, динамики склоновых процессов выполнил А.А. Клюкин [7, 8]. Карстовую денудацию на территории Украины изучают Б.А. Вахрушев, В.Н. Дублянский, Г.И. Рудько, Н.А. Федонюк и др. [2-4, 19], а процессы на берегах морей – Ю.Д. Шуйский, Г.В. Выхованец [21].
В последние годы активизировались исследования русловых эрозионно-аккумулятивных процессов в горных и полугорных реках. Большой вклад в их изучение внесли А.Г. Ободовский и его
ученики (Киевский национальный университет им. Т.Г. Шевченко). В частности, результаты исследований отображены в монографиях [13] и серии статей. Они имеют важное прикладное значение в
связи с возросшим в последние десятилетия уровнем экстремальности паводков и половодий и масштабами разрушений дорог, мостов, других объектов и угодий. Исследования подобной тематики
ведутся также учеными Львовского национального университета им. И. Франко (И.П. Ковальчук,
А.В. Михнович, О.В. Пилипович, В.Н. Шушняк) и Черновицкого национального университета им. Ю.
Федьковича (Ю.С. Ющенко, В.Г. Явкин, А.А. Кирилюк, О.В. Паланычко).
Главные параметры динамики ЭГП, полученные стационарными методами. Темп процессов смыва почв в различных звеньях эрозионной сети достигает 0,14–7,1 мм/сезон на отдельных элементах склонов, 0,001–3,5 мм/год в среднем со склона, 0,06–0,8 мм/ сезон в первичных водосборах,
0,06–0,23 мм/сезон на водосборах рек первого порядка, 0,009–0,07 мм/год на водосборах средних рек.
Экстремальные значения могут превышать средние показатели в 2-10 раз и более. Модули химического стока изменяются от 0,0005–0,006 мм/сезон на склонах до 0,015–0,07 мм/год в бассейнах рек.
Скорость овражной эрозии колеблется от первых десятых до 2,6 м/год на одну вершину (экстремальные значения могут достигать 10 м/год и более) [1, 9-11]. По данным А.Г. Ободовского [13], темп вертикальных русловых деформаций на равнинных реках колеблется от – 0,2 до – 3,05 см/год (врезание) и от + 0,02 до + 1,35 см/год (аккумуляция наносов). Средняя интенсивность горизонтальных русловых деформаций изменяется в пределах от 0,01 до 5,65 м/год. Темп крипа варьирует в пределах от
0,1–0,3 до 2,7–3,2 мм/год на Расточье и в Карпатах [20] и до 15,4–110,4 мм/год в Крыму [7]. Темп карстовой денудации в Крыму составляет 0,025–0,05 мм/ год и более [2, 4, 7].
Выводы. 1. Ретроспективный взгляд на историю стационарных и экспериментальных исследований ЭГП учеными Украины свидетельствует о наличии здесь научной школы стационарных исследований ЭГП и нескольких центров – Львовского, Крымского, Одесского, Черновицкого. 2. Главным
объектом исследований ЭГП выступают эрозионно-акумулятивные процессы, а методом их изучения
– стационарные наблюдения на стоковых площадках, в системах «склон – водосбор – тальвег», «водосбор – русло малой реки», «овраг – водосбор», а также искусственное дождевание опытных участков склонов, занятых разными агрофонами. Кроме того, ведется изучение дефлюкционных, оползневых, селевых и карстовых процессов, частично обвально-осыпных и русловых (горизонтальных и
вертикальных деформаций), а также физического и химического выветривания. 3. При изучении ЭГП
используются методы полустационарных, стационарных, экспериментальных и полевых исследований, а также дистанционного зондирования Земли, историко-географических сравнений, геоинформационно-картографического моделирования. 4. Перспективы исследований связываем с использованием данных дистанционного зондирования Земли, электронной геодезической техники и осуществлением геоинформационного моделирования на основе данных стационарных исследований и полустационарных наблюдений.
Литература
1. Болюх О.И, Канаш О.П., Кит М.Г., Кравчук Я.С. Стационарное изучения плоскостного смыва в Предкарпатье. – Львов: Вища школа, 1976. – 113 с.
2. Вахрушев Б.О. Карстовий геоморфогенез Кримсько-Кавказького гірсько-карстового регіону // Автореф. дис. … докт. геогр. наук. – К., 2004. – 37 с.
3. Гайдін А.М., Рудько Г.І. Сульфатний карст та його техногенна активізація (на прикладі Карпатського
регіону України). – К.: Знання, 1998. – 75 с.
4. Дублянский В.Н., Шутов Ю.И., Амеличев Г.Н. Оценка химической денудации карстових массивов
Горного Крыма // Геол. Журнал. – 1990. – № 4. – С. 37 – 39.
5. Ерыш И.Ф. Механизм типичных оползней Крыма и вопросы их стационарного изучения // Автореф.
дис. … канд. геол..-минерал. наук. – М.: МГУ,1980. – 20 с.
6. Зелинский И.П., Коржевский Б.А., Черкез Е.А и др. Оползни вдоль северо-западных берегов Чорного
моря, изучение и прогноз. – Киев: Наук. думка, 1993. – 227 с.
7. Клюкин А.А. Экзогеодинамика Крыма. – Симферополь: ГП Издательство “Таврия”, 2007. – 320 с.
8. Клюкин А.А., Толстых Е.А. Изучение скорости современной денудации склонов гор // Геоморфология.
– 1977. – № 2. – С. 62 – 70.
115
9. Ковальчук И.П. Динамика эрозионных процессов в Западной Подолии // Автореф. дис. … канд. геогр.
наук. – М: МГУ, 1981. – 24 с.
10. Ковальчук І. Регіональний еколого-геоморфологічний аналіз. – Л.: Інститут Українознавства, 1997. –
440 с.
11. Косик Л.Б. Просторово-часова динаміка площинного змиву в Українському Розточчі за результатами
стаціонарних і напівстаціонар них досліджень // Автореф. дис. … канд. геогр. наук. – Львів, 2010. – 20 с.
12. Михнович А.В. Еколого-геоморфологічні дослідження верхньої частини сточища Дністра з використанням ГІС-технологій // Автореф. дис. … канд. геогр. наук. – Львів, 2003. – 20 с.
13. Ободовський О.Г. Гідролого-екологічна оцінка руслових процесів (на прикладі річок України). – К.:
Ніка-Центр, 2001. – 274 с.
14. Палиенко В.П. Новейшая геодинамика и ее отражение в рельефе Украины. – Киев: Наук. думка, 1992.
– 116 с.
15. Пилипович О.В. Еколого-геоморфологічний моніторинг басейнових систем Верхнього Дністра // Автореф. дис.… канд. геогр. наук. – Львів, 2007. – 23 с.
16. Рудько Г. Техногенно-екологічна безпека геологічного середовища (наукові та методичні основи):
Монографія. – Львів: Видавничий центр ЛНУ ім. Івана Франка, 2001. – 359 с.
17. Симоновська М.Я. Динаміка ярів в басейні Дністра // Автореф. дис. … канд. геогр. наук. – Львів, 1999. – 22 с.
18. Сучасна динаміка рельєфу України / За ред. д.г.н., проф. В.П. Палієнко. – К.: Наук. думка, 2005. – 268 с.
19. Федонюк М.А. Геопросторова диференціація сучасної карстової денудації території Волинського Полісся // Автореф. дис. … канд. геогр. наук. – Львів, 2010. – 23 с.
20. Хомын Я.Б. Стационарные исследования динамики денудационных процессов на юго-западных
склонах Украинских Карпат // Автореф. дис. … канд. геогр. наук. – Львов, 1992. – 24 с.
21. Шуйский Ю.Д. Проблемы исследования баланса наносов в береговой зоне морей. – Л.: Гидрометеоиздат, 1986. – 240 с.
22. Шушняк В.М. Сучасна екзоморфодинаміка Українських флішових Карпат // Автореф. дис. … канд.
геогр. наук. – Львів, 2007. – 20 с.
ЭКЗОГЕННЫЙ МОРФОГЕНЕЗ БАССЕЙНА ГОРЫНИ
(В ПРЕДЕЛАХ ВОЛЫНСКОЙ ВОЗВЫШЕННОСТИ)
Ковальчук И.П.1, Павловская Т.С.2
1
Национальный университет биоресурсов и природопользования Украины,
НИИ землепользования и правового регулирования имущественных и земельных
отношений, г. Киев, kovalchukip@ukr.net
2
Волынский национальный университет имени Леси Украинки, г. Луцк, Украина
Приоритетное место в перечне геоморфологических проблем, которые имеют важное теоретическое и практическое значение, занимает проблема изучения современной динамики рельефа и, в
частности, анализа причин и механизмов развития экзогенных геоморфологических процессов, условий их проявления, последствий трансформации форм земной поверхности.
Теоретико-методические разработки современного геоморфогенеза связаны с именами А.А.
Асеєва, И.П. Герасимова, А.П. Дедкова, Н.И. Николаєва, Ю.Г. Симонова, Д.А. Тимофеева, Н.А. Флоренсова, И.С. Щукина и многих других исследователей. В Украине эту научную проблему изучали
В.Г. Бондарчук, Б.А. Вахрушев, Н.Г. Волков, Г.В. Выхованец, В.И. Галицкий, Ю.Л. Грубрин, К.И.
Геренчук, И.П. Ковальчук, А.М. Маринич, В.П. Палиенко, Э.Т. Палиенко, Г.И. Рудько, И.Л. Соколовский, И.Г. Черванев, Г.И. Швебс, Ю.Д. Шуйский и др. [1]. Основательные исследования современной
динамики рельєфообразования ведутся в Институте географии НАН Украины. Анализ концептуальных основ, методологии, методов исследований ведущих процессов современного рельєфообразования Украины, характеристики зональных и азональных особенностей развития геоморфологических
процессов, их режима и парагенезиса находим в работах В.П. Палиенко, А.В. Матошка, М.Е. Барщевского, Р.О. Спицы, Б.О. Вахрушева, С.В. Жилкина, Г.В. Кучмы, Э.Т. Палиенка, Г.В. Романенко, Г.И.
Рудька, Л.Ю. Чеботаревой, Ю.Д. Шуйского [1].
В последние десятилетия много усилий направляется на изучение оползней, паводков, склоновых и русловых эрозионно-аккумулятивных процессов (А. Олиферов, Г. Рудько, А. Ободовский, И.
Ковальчук, В. Вишневский, О. Кафтан, М. Корбутяк, Н. Габчак, В. Шушняк, Л. Дубис, А. Михнович,
В. Гребень, А. Козицкий, А. Кирилюк, В. Явкин, Ю. Ющенко, Е. Василенко, Ю. Черноморец, О. Коноваленко и другие). Определенные итоги этих исследований отображены в монографиях “Совре-
116
менная динамика рельефа Украины” (2005) и “Исследование геодинамики Украинских Карпат”
(2005), а также в книгах И. Ковальчука (1997 и др.), С. Гошовского, Г. Рудька, Б. Преснера, Я. Кравчука (2002) и в ряде диссертационных работ [2].
Первой попыткой изучения современных экзогенных процессов на территории Волынской возвышенности (а также и Полесской низменности) являются исследования Львовской геологической
экспедиции (Раденький и др., 1979), в которых основное внимание уделено карсту [3]. В 1980 г. изучение современного геоморфогенеза в Волынской и Ровенской областях продолжает Ровненская геологоразведочная экспедиция (РГЭ). Здесь выявлены и закартированы проявления карстовосуффозионных, эоловых процессов, плоскостной, овражной и русловой эрозии, процессы заболачивания, подтопления, проседания поверхности.
Наблюдения за развитием овражной эрозии на территории Волынской возвышенности осуществляются на разных реперных участках; что касается нашего объекта исследований, то это участки,
которые находятся вблизи населенных пунктов Хотынь, Ходосы, Радиславка Ровенского района. Фоновый показатель горизонтального расчленения здесь составляет 5–7 км/км2, максимальные значения
достигают 8 км/км2. Чаще всего овраги встречаются при крутизне склонов 4° и выше. Есть единичные случаи распространения оврагов на склонах крутизной 2–4°, но при этом показатель горизонтального расчленения высший, чем по обыкновению, и составляет 7–8 км/км2. Анализируя динамику
развития разных типов оврагов на протяжении трех периодов наблюдений (1990–1995, 1996–2000,
2001–2005 гг.), можем констатировать уменьшение доли состарившихся оврагов (за 15-летний период почти вдвое). Вместе с тем увеличилась доля оврагов с проявлениями эрозионных процессов и
оврагов, находящихся в активной стадии развития [3].
Главной причиной развития эрозионных процессов на водосборе является превышение допустимого уровня сельскохозяйственной освоенности, распашка склонов крутизной 5-7º и более, уменьшение лесистости. Доля пахотных земель в структуре сельхозугодий в пределах исследуемой территории превышает допустимые нормы и колеблется в пределах 70–89 %. Известно также, что темп
развития эрозионно-аккумулятивных процессов на водосборе отображается величиной мутности речного стока, которая тесно связана с интенсивностью поверхностного стока и противоэрозионной
стойкостью почв [4]. Однако наблюдения за расходами наносов ведутся на небольшом количестве
гидропостов (при этом удаленных на значительное расстояние от исследуемой территории), что не
позволяет в полной мере выявить зависимость развития эрозионных процессов от влияющих на них
факторов.
В пределах Волынской возвышенности в долине реки Горынь отмечается активное проявление
горизонтальных и вертикальных деформаций русла. С целью выявления направленности вертикальных деформаций в течение последнего времени в створах гидропоста Оженин нами осуществлялся
анализ кривых расходов по измеренным значениям расходов и уровней воды на протяжении 1998–
2008 гг. Смещение кривых на графике связи уровней и расходов воды вверх или вниз позволяет говорить о накоплении речного аллювия (аккумуляции) или о размыве русла (эрозии) [6]. Сравнивая разновременные кривые расходов, можно сделать вывод – для р. Горынь на гидропосту Оженин доминантными являются эрозионные процессы, что свидетельствует о высокой транспортирующей способности потока и продолжении формирования продольного профиля реки.
Горизонтальные русловые деформации являются плановыми перемещениями русла или боковой эрозией. Основными определяющими условиями для этих процессов служат кинематическая
структура потока и геолого-геоморфологические условия формирования русел. Именно эти два фактора предопределяют образование и развитие разных типов и форм русел, их деформации, которые
сопровождаются размывами берегов или аккумуляцией наносов. Вместе с направленными изменениями, которые приводят к расширению дна долины и формированию поймы в течение продолжительных отрезков времени, для горизонтальных деформаций более характерны периодические изменения, что связано с прорывами излучин и дальнейшим их развитием [6].
Вследствие боковой эрозии разрушаются не только пахотные земли, а и территории населенных пунктов и промышленных предприятий. Так, в 1984 г. в пгт. Оржев Ровенского района обрывистый берег подошел вплотную к территории деревообрабатывающего комбината (ДОК) и ограда
(длиной 8,5 м) повисла над обрывом. Во время наводнения 1996 г. здесь был разрушен берег длиной
около 30 м и шириной до 5,0 м (территория, принадлежащая ДОКу). Это произошло на участке входа
реки в петлю, а при выходе из нее водоток размывает приусадебный участок, от которого к дому всего лишь 30–35 м. У с. Бухаров Острожского района в 1999 г. оборвался блок длиной 22 м, шириной
1,0–1,5 м (при входе реки в петлю); при выходе реки из петли наблюдается размыв берега (со скоростью приблизительно 1,0 м в год), на котором расположены сад и приусадебные участки [3].
117
Эрозионные процессы в долине р. Горынь выявлены также и вдоль залесенных берегов. Такая
ситуация наблюдается вблизи с. Рясники Гощанского района, с. Стадники Острожского района Ровенской области. В с. Метков (Ровенский район) во время наводнения 1998 г. частично было разрушено бетонное крепление берега реки. К ближайшему дому осталось 15 м; возросла угроза разрушения дороги, которая расположена выше бровки. В с. Томахов Гощанского района в 2000 г. обвалился
блок длиной 0,5 м, шириной 0,8–1,5 м; наблюдается размыв приусадебного участка; расстояние до
дома не превышает 22 м. Необходимых предупредительных мер требует правый берег р. Горынь,
расположенный напротив с. Горыньград Ровенского района, где существует опасность нарушения
опоры ЛЭП. В очень активной стадии развития боковой эрозии находятся также участки в селах
Александрия, Решуцк Ровенского района, Дроздов, Горбов, Мнишин, Дорогобуж, Гоща, Симонов,
Бугрин Гощанского района, Бродов Острожского района, где разрушаются преимущественно пахотные земли и приусадебные участки [3].
Основным фактором активизации эрозионных процессов являются возрастание годовых сумм
осадков и, соответственно, уровней и расходов воды в реке. С увеличением расходов воды, как известно, возрастает турбулентность и кинетичность потока, т.е. усиливается его эродирующая способность. Развитию боковой эрозии также содействуют легкоразмываемые суглинки, супесчаные и песчаные отложения, которыми сложено русло и пойма реки на Волынской возвышенности [5].
Территория Волынской возвышенности принадлежит к Западнополесской карстовой области.
Здесь карстовые процессы развиваются в позднемеловых мергельно-меловых породах, трещиноватых
до глубины 40–60 м от поверхности, иногда глубже. Преобладают формы открытого или полуоткрытого карста. Карстующиеся породы перекрываются лишь четвертичными, реже неогеновыми породами. Карстовые формы представленные мелкими (20×15 м, с глубиной до 3 м) воронками. Плотность карстовых форм варьирует от 3–5 до 20 форм и более на 1 км2. В Гощанском карстовом районе
развиты формы полуоткрытого карста в среднесарматских песчано-гравелитовых известнякахракушечниках. На поверхности карстовые формы представлены воронками глубиной от 1 до 3 м,
диаметром 5–10 м [3]. Карстовые формы выявлены близ сел Бабин, Томахов Гощанского района, с.
Александрия Ровенского района. Наибольшее количество форм полуоткрытого карста сосредоточенно около населенных пунктов Котов Ровенского района, Дроздов, Федоровка Гощанского района,
Милятин, Верхов Острожского района.
Вообще на Волынской возвышенности, где мел перекрыт мощным (до 25–30 м) чехлом лессовидных суглинков и супесков, в образовании отрицательных форм рельефа одновременно принимают
участие и карст, и суффозия. Наибольшее распространение имеют карстово-суффозионные воронки.
Последние отчетливо прослеживаются на участках между селами Бол. Алексин и Бол. Житин Ровенского района, Розваж и Хоров Острожского района, к западу от с. Бугрин Гощанского района. Отличительной чертой оврагов на лессовой возвышенности является наличие суффозионных колодцев,
которые возникают возле вершины или вокруг бортов оврага. Внизу эти колодцы переходят в наклонные и горизонтальные каналы, по которым происходит вынесение материала. Диаметр суффозионных колодцев колеблется от 0,1 до 2,0 м; глубина – от 0,05 до 2,5 м [3]. На сегодня большинство
карстовых воронок и карстово-суффозионных впадин находится в пассивной стадии развития: одни
поросли лесом, кустарниками, травяной растительностью, а другие, расположенные на сельхозугодиях, распахиваются.
Кроме эрозионных и карстово-суффозионных процессов, в пределах исследуемой территории
распространены осыпи, оползни. Такие явления характерны для оврагов на реперных участках “Хотинь”, “Ходосы”. В целом в пределах Волынской возвышенности оползни развиты крайне ограниченно, в основном в долине р. Горынь. В местах, где І-я надпойменная терраса перекрыта лессовидными суглинками, наблюдается оползание блоков, которые спускаются вниз и со временем размываются речными водами. Незначительное распространение гравитационных процессов в бассейне р.
Горынь обусловлено плавностью формы большинства склонов и наличием песчаных пород [3].
Процессы заболачивания в пределах Волынской возвышенности имеют незначительное распространение и приурочены к поймам рек, плоским участкам равнин на поверхности Ровненского
плато. Паводковыми водами затапливаются мелиоративные системы, что приводит к затягиванию
сроков посевов и вымоканию культур.
Изменения в рельефе исследуемого бассейна происходят не только вследствие проявления экзогенных процессов, но и в результате непосредственного антропогенного воздействия. Так, например, на площади 0,12 км2 Гощанского участка между селами Яновка и Чудница в пойме р. Бухта, которая является правым притоком Горыни, в 1984 г. было зафиксировано проседание дневной поверх-
118
ности, которое началось с момента ввода в действие первой очереди водозабора и осушения поймы
реки [3].
Таким образом, среди доминантных экзогенных процессов бассейна Горыни (в пределах Волынской возвышенности) выделяем деятельность временных и постоянных водотоков, карстовосуффозионные процессы; также распространены гравитационные процессы, естественное подтопление и заболачивание. Исследованиями выяснено, что в пределах Волынской возвышенности прослеживается геоморфологически обусловленная приуроченность экзогенных процессов к определенным
элементам рельефа: на водоразделах развиваются карстово-суффозионные процессы, на склонах –
плоскостная, овражная эрозия, в долинах рек – боковая и донная эрозия, заболачивание, подтопление.
За показателями активности современных геоморфологических процессов при разных режимах
и обстановках рельефообразования, степенью трансформации давних элементов рельефа на территории Украины выделяют такие его категории: условно устойчивый, условно неустойчивый, динамически неустойчивый рельеф. Рельеф Волынской возвышенности принадлежит к условно неустойчивому
и характеризуется благоприятным энергетическим потенциалом, значительной активностью литодинамических потоков, относительно незначительными структурными перестройками и изменениями
интенсивности доминирующих деструктивных и аккумулятивных процессов в пространстве и времени [1].
По схеме районирования Украины по проявлению современных экстремальных геоморфологических процессов Волынская возвышенность принадлежит к территориям с незначительным геоморфологическим риском [1]. Это означает, что здесь существует сравнительно небольшая техногенная
нагрузка на рельеф, а естественные экстремальные процессы отсутствуют, хотя возможно их проявление в будущем. Лишь в долине р. Горынь существует умеренный риск опасности проявления эрозионно-оползневых и обвальных процессов.
Выявленные особенности современного геоморфогенеза в бассейне Горыни имеют важное значение для решения задач инженерной геоморфологии и инженерной геоморфодинамики. Знание закономерностей развития, интенсивности проявления экзогенных процессов является научной основой при обосновании мероприятий по инженерной подготовке территорий, проектировании мероприятий по защите территорий и технологических систем от разрушительных воздействий этих процессов, а также для прогнозирования их развития и создания системы экзодинамического мониторинга.
Литература
1. Сучасна динаміка рельєфу України / За ред. д.г.н., проф. В.П. Палієнко. – Київ: Наукова думка, 2005.
– 266 с.
2. Ковальчук І. Географічні дослідження річок і річкових долин в Україні: стан, проблеми, перспективи
// Історія української географії. Всеукраїнський науково-теоретичний часопис. – Тернопіль: Підручн. та посіб.,
2008. – Вип. 17. – С. 56 – 64.
3. Бровко Г.І. та інші. Вивчення сучасних екзогенних процесів на території Волинської та Рівненської
області: Звіт комплексної геологорозвідувальної партії за 1995 – 2005 рр., фонди РГЕ. – Рівне, 2006. – 218 с.
4. Ковальчук І.П. Регіональний еколого-геоморфологічний аналіз. – Львів: Інститут українознавства,
1997. – 440 с.
5. Ковальчук І.П., Павловська Т.С. Річково-басейнова система Горині: структура, функціонування, оптимізація: Монографія. – Луцьк: РВВ “Вежа” Волин. нац. ун-ту ім. Лесі Українки, 2008. – 244 с.
6. Ободовський О.Г. Гідролого-екологічна оцінка руслових процесів (на прикладі річок України). – К.:
Ніка-Центр, 2001. – 274 с.
7. Статистичний щорічник Рівненської області за 2006 р. / Під ред. нач. Головного управління статистики у Рівненській області Мороза Ю.В. – Рівне, 2007. – 576 с.
ВЛИЯНИЕ ЛЕСНЫХ ПОЖАРОВ НА ИНТЕНСИВНОСТЬ СКЛОНОВЫХ
ПРОЦЕССОВ В ГОРАХ ЮГА РОССИЙСКОГО ДАЛЬНЕГО ВОСТОКА
Короткий А.М., Коробов В.В., Скрыльник Г.П.
Тихоокеанский институт географии ДВО РАН, г. Владивосток, kam@tig.dvo.ru
Влияние лесных пожаров на интенсивность склоновых процессов в регионе сказывается, в первую очередь, опосредованно – через существенные нарушения (вплоть до полного уничтожения) растительных покровов и, тем самым, трансформации исходной гидротермики деятельного горизонта
119
грунтов, а затем в ходе прямого воздействия на рельефообразующие субстраты – непосредственно
через различные пирогенные изменения структуры и текстуры почво-грунтов. Лесные пожары охватывают большие территории. Следовательно, выяснение характера пирогенных смен растительности
крайне важно и тематически информативно.
Влияния лесных пожаров в той или иной мере запечатлеваются в геологических разрезах различных горных пород. При этом, по данным их анализа, устанавливается изменчивость споровопыльцевых комплексов, обычно коррелируемых с изменением ландшафтов под действием климата.
Воздействие сильных пожаров на состав растительного покрова и сопряженных с ним споровопыльцевых комплексов выявлено на примере Северного Сихотэ-Алиня [1]. Изучение споровопыльцевых комплексов было сделано для разреза высокой поймы в среднем течении реки Самарга
(устье р. Сабу). Здесь в верхней части разреза пойменной террасы наблюдался слой супеси с горелой
древесиной и угольками, имеющий возраст 2860±107 (ТИГ-58). Структура спорово-пыльцевого комплекса в основании разреза террасы на урезе воды в межень соответствует темнохвойной тайге с
обилием широколиственной растительности. Но уже в слое выше супеси с горелой древесиной спорово-пыльцевой комплекс фиксирует распространение березово-кедровых лесов с участием ольховника и кустарниковых берез. В кровле террасы тип комплекса соответствовал современной растительности (14 С-дата: 830±30л.н., КИ2404).
Можно интерпретировать комплекс выше слоя с возрастом 2860±107 (ТИГ-58) как результат
проявления различных климатических фаз в суббореале-субатлантике. В такой интерпретации пыльцу из слоя выше горелой древесины следует рассматривать как признак похолодания климата, но это
не соответствует региональному ходу температур в суббореале [2]. Этому факту дано другое объяснение. Более вероятно связать такой состав пыльцы древесных растений с изменением растительности вследствие крупных лесных пожаров в верхней части бассейна Самарга, о чем свидетельствует
слой с горелой древесиной, прослеженной в разрезе пойменной террасы в среднем течении этой реки.
Вероятно, крупный пожар привел к нарушению растительного покрова (темнохвойной тайги) на значительной части бассейна р. Самарги, но с хорошей сохранностью долинных лесов. Этим предположением объясняется появление в послепожарных спектрах довольно высокого содержания пыльцы
Ulmus и Fraxinus – обычных пород в долинных лесах Северного Сихотэ-Алиня [3].
Значительное различие в структуре субфоссильных спорово-пыльцевых спектров, связанное с
неоднородной сохранностью растительности от пожаров, было установлено в среднем течении р.
Оуми. Здесь наилки были отобраны в двух точках: 1) в устье водотока II порядка с растительностью
полностью изменённой пожаром 1974 г.; 2) в русле магистрального водотока в бассейне с темнохвойной тайгой. В первом случае в составе субфоссильного комплекса преобладала пыльца мелколиственных пород (в сумме до 60%), во втором – пыльца елей и пихт (в сумме до 70%). Присутствие
пыльцы Pinus koraiensis (в сумме до 10%) в обеих точках соответствует региональному фону [2]. Подобные обеднённые спорово-пыльцевые спектры установлены в современном аллювии малых рек на
левобережье р. Самарга в нижнем течении, где в начале ХХ века произошло массовое выгорание кедрово-еловой темнохвойной тайги с обилием широколиственной растительности.
Отсюда следует вывод, что в ряде случаев резкий переход от одного типа спектра к другому в
разных фациальных комплексах голоцена вполне может быть объяснен влиянием пожаров, а не только сменами климата. Особенно хорошо это фиксируется в осадках небольших водотоков, почвах,
верховых торфяниках и озерах. В этом случае к интерпретации спорово-пыльцевых спектров как показателей смен климата следует подходить более осторожно и обращать внимание на встречаемость
аллохтонной пыльцы и, прежде всего, видов-индикаторов определенных растительных формаций.
Подобными условиями формирования комплексов предположительно можно объяснить поочередное
увеличение количества пыльцы мелколиственных и темнохвойных пород в позднеголоценовых отложениях небольшого озера на водоразделе рек Оуми и Опасная [1]
Возможно, что пожарами объясняются резкие изменения в структуре спорово-пыльцевых комплексов, полученных из голоценовых почв в верхнем поясе Сихотэ-Алиня и Ям-Алиня [4,5]. Следы
крупных лесных пожаров установлены в бассейнах рек Коппи, Сани, Оуми и в среднем течении р.
Дагды. На этой площади десятками шурфов на водоразделах был вскрыт горизонт лесной почвы
(темно-бурые гумусированные крупнокомковатые суглинки и супеси) с горелой древесиной. В отдельных точках остатки обуглившейся древесины составляли 15-20 % от объёма слоя. В бас. р. Оуми
из углей второй погребенной почвы 30-метровой террасы (абс. выс. 750 м) была получена 14Сдата
5665+172 (ТИГ-79) [6]. На водоразделе р. Расставания и истоков р. Первый Заур (бас. Анюя — абс.
вые. 1340 м) из углей на глубине 0,3—0,4 м была получена сходная 14Сдата (5620±180; Ки-1910).
Площадь обследованного участка в бас. рек Коппи, Анюя и Самарги составляла более 1200 км2. Аб-
120
солютный возраст почв, определенный по углям (6800+150 лет назад) и обгоревшей древесине
(5665+172 лет назад), явно свидетельствует о ее соответствии климатическому оптимуму голоцена.
Наиболее быстрое разрушение почв произошло в центральной части древних полигонов, где наиболее активно происходило пучение грунтов [4].
Сопряженное изучение спорово-пыльцевых комплексов из покровных отложений (преимущественно почв) и древних криогенных образований в бассейнах рек Сихотэ-Алиня показало, что формирование почв соответствует среднему голоцену, а перигляциальных форм, перекрытых почвами –
холодным климатическим условиям позднего вюрма. Разрушение почв на больших площадях связано
предположительно с лесными пожарами.
Лесные пожары на юге Приморья по возрасту также совпадают со средним голоценом, чему
соответствуют результаты датирования почв по остаткам горелой древесины в пределах озёрных котловин вершинного пояса и эолово-солифлюкционных шлейфов на побережье Японского моря
(4980±130 лет назад; 6800±150 лет назад). Следы крупного пожара в начале нашего тысячелетия
(830±30 лет назад) зафиксированы в гольцовой зоне хр. Алексеевского. Возможно, что отсутствие
кедрового стланика на отдельных вершинах среднегорья Южного Сихотэ-Алиня связано с крупными
лесными пожарами в начале XX века, следы которых сохранились на хребтах Южного Приморья в
бас. рек Партизанской и Киевки [7]. Следы выгорания кедрового стланика хорошо сохранились на
вершинах Ольховой и Беневской.
Таким образом, сопряженное изучение спорово-пыльцевых комплексов из покровных отложений (преимущественно почв) и древних криогенных образований в бассейнах рек Северного СихотэАлиня (Кюма, Венюковка, Кабанья, Кипрейная, Нельма, Самарга, Единка и др.) показало, что формирование почв соответствует преимущественно среднему голоцену, а перигляциальных поверхностных форм — холодным климатическим условиям позднего вюрма.
Влияние пожаров на склоновые процессы. Неуклонное усиление процессов осыпе- и курумообразования в пределах горных систем Юга Дальнего Востока в настоящее время связано не только с
направленно возрастающей континентализацией климата, но и с воздействием антропогенных факторов, прежде всего пожаров. Так, широкому распространению пирогенных осыпей на восточном макросклоне Сихотэ-Алиня, способствуют крутосклонный рельеф, широкое развитие древних осыпей на
эффузивных породах кислого и среднего состава, площадное распространение грубоскелетных грунтов, интенсивное смывание и вымывание из последних мелкозема, крайне медленное зарастание гаревых сухих участков и т.д. Так в бас. р. Милоградовки около 2000 лет назад произошло массовое
выгорание кедрово-широколиственных лесов на южных склонах на высоте 50-200 м над уровнем моря с возобновлением древних курумов в вершинах водосборов в пределах полей ороговикованных
кислых эффузивов. И эти курумы, на которых полностью выгорели почвы, до сих пор покрыты лишайниками. Развивающиеся в верхнем поясе гор вторичные осыпи, нижние границы которых на Сихотэ-Алине спускаются до высоты 600-800 м (гора Снежная) и даже 150-200 м (Чепийский хребет),
более характерны для склонов южной и юго-восточной экспозиций, как лучше прогреваемых, менее
залесенных и, что особенно важно, крайне «сухих» в пожароопасные периоды [8].
Склоны южной и восточной экспозиций в Сихотэ-Алине, хорошо прогреваемые, быстрее освобождаются от снега весной и дождевых вод летом. Это, в свою очередь, отражается и в структуре
ландшафтов: верхняя граница кедрово-широколиственных лесов на южных склонах на 150-200 м
выше, чем на противоположных [9, 10]. Более сухие и менее залесенные склоны подвергаются осыпеобразованию интенсивнее, так как оно активизируется пожарами, протекающими здесь намного
чаще, чем на склонах северных экспозиций [11].
Влияние пожаров на склоновые процессы можно оценить в связи с выяснением условий формирования так называемых животных (коровьих) троп, образующих ступени на склонах крутизной от
5-10° до 30°. Многолетние работы на хребтах Сихотэ-Алиня, Ям-Алиня и других позволили установить различия в морфологии поверхности на склонах северной экспозиции в первичных, вторичных и
послепожарных ландшафтах. Именно для вторичных (ландшафт ольшаников и березняков) была выяснена слабо выраженная ступенчатость с обилием кочек, которые первоначально рассматривались
как травянистые, возникшие в редком древостое. Но после их вскрытия было выявлено участие в их
строении грунта, иногда с обилием щебня. В основании отдельных кочек наблюдались пустоты и остатки древесины (преимущественно ольхи), что позволило рассматривать эти образования на послепожарных склонах как мерзлотно-земляные кочки, сходные с туфурами.
Но наибольшее изменение поверхности рельефа было зафиксировано на свежих послепожарных склонах, где были выявлены два типа микроформ рельефа. Первая из них, широко распространенная, представляла собой неширокие площадки, вытянутые по простиранию склонов с высотой
121
уступов до 20-30 см, примерно соответствующей мощности горизонта оттаивания в начале лета. На
одном из участков такого склона вблизи оз. Алексеевского в 1970 и г. Оуми в 1980 г. поперек склона
были поставлены реперы – металлические стержни длиной до 0,5 м. При осмотре этих участков, соответственно, в 1972 и 1982 гг. было установлено, что практически все штыри, поставленные во
фронтальной части ступеней в основании оказались перекрытые грунтом. Штыри в шовной части
ступеней испытали смещение за два года на 0,05-0,10 м. Аналогичные реперы были установлены на
крутом (свыше 30°) послепожарном склоне на левобережье в среднем течении р. Партизанской, где
чрезвычайно четко была выражена ступенчатость. Скорость смещения этих ступеней в апреле-мае в
момент разрушения сезонной мерзлоты составила 0,3-0,5 м. Летом после дождей наблюдалось разрушение этих ступеней с образованием языков оплывания.
В гольцовой зоне хр. Алексеевский подобные языки оплывания наблюдались на участках, сложенных глинисто-щебнистым материалом. Длина этих языков, имевших фестончатый рисунок, превышала 3-4 м, а в зоне торможения этих грубообломочных языков наблюдались валы высотой до 0,30,5 м. Подобные образования из щебней наблюдались на послепожарном склоне южной экспозиции в
бухте Козьмина (Южное Приморье). Этот склон из года в год подвергается пожарам. В верхней части
склона, где сохранились травянистая и кустарниковая растительность, наблюдаются ступени, расположенные по простиранию склона. Ниже на склоне, где наблюдается редкая травянистая растительность, отмечается появление языков сплывания, длина и высота которых увеличивается вниз по простиранию склонов. Наблюдения, которые проводились в конце апреля, позволили установить, что
мощность оттаявшего грунта составляет 10-15 см.
Подобные исследования микроступенчатости были выполнены на свежем пожарище весной
1970 г. нижнем течении р. Поворотной (бассейн р. Партизанской) на склоне южной экспозиции (правый борт). Здесь по всему простиранию склона крутизной до 25-30°, сложенного сильно выветрелыми меловыми кислыми эффузивами, наблюдалась серия ступеней, хорошо выраженных в рельефе. Их
высота колебалась в пределах 20-30 см, а расстояние между отдельными образованиями составляло
4-6 м. На этом участке склона 8-30 апреля 1970 г. была заложена серия из 10 шурфов, пробитых до
кровли сезонной мерзлоты. Слой оттаивания был равен 20-25 см, а из основания оттаявшего слоя
обильно вытекала вода, насыщенная мелкоземом. Последующее посещение участка 18 мая выявило
увеличение слоя оттаивания до 40 см, а фронтальные уступы шурфов оплыли, что привело к их заполнению жидкотекучим грунтом. В то же время по всему фронту ступеней наблюдалось оползание
грунта и выполаживание ступеней. Повторное посещение этого профиля в 1976 г. выявило почти
полное разрушение ступеней и нивелировку поверхностей. Отсюда делается вывод, что наблюдаемая
микроступенчатость склонов и образование фестонов грубого материала на склонах гор являются во
многом результатом пространственно-временного неравномерного оттаивания сезонной мерзлоты на
участках пожарищ и слабо покрытых травяно-кустарниковой и древесной растительностью.
Литература
1. Короткий А.М. Географические аспекты формирования субфоссильных спорово-пыльцевых комплексов (юг Дальнего Востока). – Владивосток: Дальнаука, 2002. – 268 с.
2. Климатические смены на территории Юга Дальнего Востока в позднем кайнозое (миоценплейстоцен). – Владивосток: ДВО РАН , 1996. – 57 с.
3. Манько Ю.И. Пихтово-еловые леса Северного Сихотэ-Алиня. – Л.: Наука, 1967. – 244 с.
4. Развитие природной среды юга Дальнего Востока (поздний плейстоцен-голоцен) / Короткий A.M.,
Плетнев С.П., Пушкарь В.С. и др. – М.: Наука, 1988. – 240 с.
5. Короткий A.M., Мохова Л.М., Пушкарь B.C. Климатические смены голоцена и развитие ландшафтов
голоценовой зоны Центрального Ям-Алиня // Палеогеографические исследования на Дальнем Востоке. – Владивосток: ДВО АН СССР. 1987. – С. 5-22.
6. Короткий A.M., Ковалюх Н.Н., Волков В.Г. Радиоуглеродное датирование четвертичных отложений
(Юг Дальнего Востока): Препринт / Тихоокеанский ин-т географии. – Владивосток: ДВО РАН, 1989. – 60 с.
7. Короткий A.M., Макарова Т.Р. Палеогеографические и геоморфологические аспекты устойчивости
геосистем в бассейнах горных рек. – Владивосток: Дальнаука, 2005. – 293 с.
8. Короткий А.М., Никольская В.В., Скрыльник Г.П. Пространственно-временные закономерности
осыпного и курумового морфолитогенеза в условиях в условиях муссонного и континентального климата
Дальнего востока // Локальные контрасты в геосистемах. – Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1977. – С. 122-134.
9. Колесников Б.П. Растительность // Южная часть Дальнего Востока. – М.: Наука, 1969. – С. 206-250.
10. Куренцова Г.А. Естественные и антропогенные смены растительности Приморья и Южного Приамурья. – Новосибирск: Наука, 1973. – 231 с.
11. Короткий А.М. Мерзлотные и нивационные образования в вершинном поясе Сихотэ-Алиня // Климатическая геоморфология Дальнего Востока. – Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1976. – С. 100-123.
122
МЕРЗЛОТНЫЙ РЕЛЬЕФ В ВЕРШИННОМ ПОЯСЕ ЯМ-АЛИНЯ
Короткий А.М., Скрыльник Г.П.
Тихоокеанский институт географии ДВО РАН, г. Владивосток, kam@tig.dvo.ru
Ям-Алинь (длина 180 км, максимальная высота 2295 м – г. Город-Макит) – северное продолжение Буреинского хребта, образующий водораздел рек бассейнов Селемджи и Амгуни. Сложен главным образом гранитами и кристаллическими сланцами. Он посезонно находится под переменным
влиянием внутриконтинентальных территорий и океана. Максимальное воздействие этих влияний на
физико-географический процесс в целом четко дифференцировано по макроэкспозициям. Это выражается прежде всего в резких контрастах тепла и влаги на макросклонах: восточных – хорошо увлажненных в течение всего года, значительно охлаждающихся зимой и слабо прогревающихся летом;
западных – недостаточно увлажняющихся (летом – умеренно, зимой – мало), резко охлаждающихся
зимой и хорошо прогревающихся летом; северных – по увлажнению близких к западным, а по теплообеспеченности постоянно наиболее холодных; южных – похоже с восточными увлажняющихся,
одинаково с западными охлаждающихся зимой, но наиболее прогревающихся летом. В каждом из
этих случаев отмечается свой высотно-поясной спектр гидротермических контрастов (как рубежи
различных типов рельефообразования), специфически отличающийся для различных мезосклонов в
пределах даже одного макросклона, не говоря уже о сравнении противоположных макросклонов. Это
хорошо иллюстрируется, в частности, распространением островной (на юге) и часто островной (на
севере и востоке) вечной мерзлоты – своеобразного зеркала гидротермики ландшафтов, и развитием
мерзлотных (максимальным в пределах западных и северных макросклонов) и нивационных (наибольшим на восточных макросклонах) процессов и образований [1].
Современная высотная поясность горных стран юга Дальнего Востока отвечает климату позднего голоцена, более прохладному, чем его атлантической фазы. Поэтому значительный интерес для
решения ряда задач мониторинга природной среды и палеогеографии представляет характер изменений в структуре вертикальной поясности горных стран и их соответствие климатическим процессам в
голоцене.
Положение верхней границы леса в вершинном поясе Ям-Алиня. Мозаичность растительного покрова в вершинном поясе Ям-Алиня фиксируется более высоким положением верхней границы леса на крутых склонах южной и юго-восточной экспозиций (до высоты 1400-1600 м) и ее снижением на склонах северных и западных экспозиций. На пологих водораздельных увалах, разделяющих
отдельные водосборные бассейны и водосборные воронки, верхняя граница леса обычно опускается
ниже, чём в днищах и на более крутых склонах в вершинах водосборных систем. Обычно эти увалы
заняты горной тундрой, лишь ниже (на 30-50 м) перегиба склона появляется древесная растительность. Вероятно, это связано с большим ветровым воздействием, приводящим к сдуванию снега с пологих водоразделов и его накоплению на подветренных склонах. В вершинах водосборных систем и в
привершинной части водораздельных увалов верхняя граница леса резко снижается на участках формирования снежников. В распределении растительных ассоциаций наблюдается асимметрия, которая
выражается в преимущественном развитии на прогреваемых склонах южной и восточной экспозиций
ельников, а на теневых – лиственничников. В днищах заболоченных долин и в пределах седловинных
водоразделов древесная растительность либо отсутствует, либо представлена кустарниковыми формами Betula, Alnus, Larix. [2]. Растительность подгольцового района Центрального Ям-Алиня объединяется в следующие ассоциации и группировки:
- редкостойные багульниково-сфагновые лиственничники (на крутых склонах северных экспозиций);
- редкостойные лиственничники с кедровым стлаником (в пределах седловин на участках в обрамлении крупных снежников и на пологих хорошо дренируемых склонах);
- субальпийские зеленомошные ельники (в нижних частях прогреваемых склонов);
- разнотравные ельники (в верхних частях склонов);
- елово-березовые редины с кедровым стлаником и ольховником (на прогреваемых склонах в
местах максимального увлажнения – в пределах краевых частей солифлюкционных шлейфов);
- субальпийские заросли кедрового стланика (с рододендроном золотистым, березой Миддендорфа; ольховником на прогреваемых склонах, с багульниково-моховым покровом на теневых склонах);
- непосредственно в гольцовой зоне — каменисто-лишайниковые и щебнисто-лишайниковые,
кустарниково-лишайниковые горно-тундровые ассоциации [2].
123
Тенденции в развитии криогенеза. Изучение мерзлотных форм рельефа с определением их
возраста и условий образования в гольцовой зоне центральной части Ям-Алиня выявило основную
тенденцию в развитии криогенеза. Здесь, в районе распространения сплошной вечной мерзлоты, нами установлена периодичность в интенсивности проявления мерзлотных процессов, связанная с хорошо выраженными флуктуациями климата в позднем плейстоцене и голоцене.
Этот район в позднем вюрме являлся ареной горно-долинного оледенения, следы которого зафиксированы в виде цирков и трогов, занятых ледниковыми отложениями (на абсолютных отметках
1200-1500 м). Кроме этого, в привершинной части хребтов здесь наблюдаются крупные кары — в
интервале высот 1600-1800 м. Предполагается, что эти разномасштабные следы соответствуют двум
стадиям поздневюрмского оледенения [3, 4].
Широкие седловинные уплощенные водоразделы, ориентированные с запада на восток и
имеющие абсолютные отметки около 1300 м, распространенные в центральной части Ям-Алиня, были, вероятно, свободны от льда, чем может быть объяснено здесь отсутствие следов оледенения, но
развитие нагорных террас и полей курумового материала, среди которого встречены типичные ветрогранники. Здесь в позднем вюрме отмечены следы максимально активного криогенеза.
С раннеголоценовым потеплением связано разрушение вечной мерзлоты. Деградация последней привела к развитию здесь крупнейших обвалов на неравновесных склонах речных долин (частично обработанных нивально-гляциальными процессами), к усилению открытой и быстрой солифлюкции на более пологих склонах, прежде всего в верхнем течении р. Селиткан [5]. Максимуму проявления этих процессов в истоках этой реки соответствуют диамиктовые отложения, представленные
плохо окатанными щебнистыми обломками, вмещенными в торфяно-алевритовую массу с неупорядоченной слоистостью. Линзы такого материала в составе озерных отложений сходны с потоковыми
образованиями "земляных глетчеров". Средняя часть разреза аласных озер накапливалась в более
спокойных условиях седиментации, чему соответствует тонкая горизонтальная слоистость достаточно однородных алевритово-торфянистых отложений. Их накопление происходило в хорошо прогреваемых озерах с богатой водной растительностью, о чем, по данным B.C. Пушкаря, свидетельствует
структура диатомовых комплексов. Присутствие их в составе видов умеренных широт, не характерных для современных горных озер Северо-Восточной Азии, указывает на достаточно теплые климатические условия [6].
Криогенез в среднем голоцене. Изучение мерзлотных форм рельефа с определением их возраста и условий образования в гольцовой зоне центральной части Ям-Алиня выявило сходную тенденцию в развитии криогенеза в других горных системах [7, 8] – периодичность в интенсивности проявления мерзлотных процессов, связанная с хорошо выраженными флуктуациями климата в голоцене.
Потепление климата в среднем голоцене, с которым на этой высоте связано возникновение
пояса елово-пихтовых лесов с примесью кедра корейского, фиксируется в интервале 7-5 тыс. лет назад (С14-даты: 6800±95; 6100±85; 5770±105 лет назад). К этому времени относится формирование в
верхнем поясе Центрального Ям-Алиня мощных почв лесного типа (С14-даты: 7400±100; 5080±85 лет
назад). Верхняя граница леса, судя по структуре спорово-пыльцевых комплексов среднего голоцена,
полученных в интервале высот 1300-1600 м, превышала современную почти на 500 м, достигая отметок 1800-1900 [2].
В этих климатических условиях унаследованная от позднего вюрма толща вечномерзлых грунтов, естественно, испытала сильнейшую деградацию. Этот распад прежде всего зафиксирован широким развитием на первом этапе солифлюкции, а затем термокарста. Солифлюкционные шлейфы этого возраста характерны как для обрамления речных долин, так и для системы уплощенных водоразделов. Особенно крупные их конусы наблюдаются на склонах северной экспозиции, где они связаны
с малыми бестальвежными водотоками (например, в истоках р. Селиткана – бассейн р. Селемджи, и
р. Налдындьи – бассейн р. Тугура). В вершинах водосборных воронок и на водоразделах солифлюкционные процессы получили развитие в пределах снежниковых ниш. Несколько более поздним по
времени было проявление термокарста, который во многих местах наложился на солифлюкционные
шлейфы начального этапа распада вечной мерзлоты [2]. Этот процесс в конечном итоге привел к образованию многочисленных озер и болот в пределах днищ долин, в вершинах водосборных воронок,
ледниковых цирках и карах. Глубина возникших озер не превышала 3 м. Более крупные и глубокие
озера Центрального Ям-Алиня по своему происхождению являются ледниковыми.
Наибольшая заболоченность отмечалась в пределах крупных седловинных проходов, о чем
свидетельствует большое количество пыльцы осоковых и спор сфагновых мхов в спектрах из основания озерных отложений. Достаточно большие мощности озерных отложений, накопившихся в сред-
124
нем голоцене, косвенно свидетельствуют о быстрой переработке процессами термокарста и солифлюкции отложений позднего вюрма.
Современный мерзлотный рельеф. В современном виде мерзлотный рельеф сформировался
преимущественно в верхнем голоцене, когда в верхнем поясе Ям-Алиня резко сократилась площадь
лесных формаций и вновь широкое распространение получили горные тундры. Из состава растительности в лесной зоне полностью исчезли широколиственные элементы и пихта; резко сократилась
роль ели аянской. Широкое развитие в регионе получили лиственничные леса с багульником, ольховником и кустарниковыми березами в подлеске. В верхнем голоцене наблюдается и резкое уменьшение скорости торфонакопления.
Первые признаки появления вечной мерзлоты в днищах долин высокогорья Ям-Алиня зафиксированы на рубеже 5,2-5,3 тыс. лет назад. Представлены они морозобойными трещинами и гофрами
в толще торфянистых алевритов. К этому времени относится резкое уменьшение площади термокарстовых озер и широкое распространение низинных и верховых болот. Первым в разрезах соответствуют торфяно-перегнойно-глеевые отложения, вторым – торфяные залежи из сфагнового торфа. Вверх по
разрезу отмечается увеличение роли последних, а на рубеже 4,0-3,5 тыс. лет назад – полное господство
верховых болот. О сильнейшей заболоченности днищ долин свидетельствует обилие пыльцы осоковых.
Не исключено, что развитию верховых болот способствовало формирование вечной мерзлоты, которая
привела к образованию крупных плоских торфяных бугров. [8]. С ними в настоящее время связаны
наиболее крупные участки верховых болот в речных долинах Центрального Ям-Алиня.
Формирование мерзлоты в суббореале сопровождалось прежде всего развитием криогенной солифлюкции, чему соответствуют сильнейшие деформации погребенных почв лесного типа, возникновение которых продолжалось вплоть до середины суббореала. Солифлюкционные ниши и сопряженные с ними отложения наблюдаются на поверхности первой террасы и крупных раннеголоценовых конусов выноса в верхнем течении рек Селиткан, Ассыни, Инарогды и др.
К верхнему голоцену приурочено активное образование сети морозобойных трещин, которые
наблюдаются на всех элементах рельефа днищ долин, в том числе и на высокой пойме. К этому же
времени относится затухание солифлюкции, особенно на склонах северных зкспозиций, но зато на
заболоченных участках долин получили развитие туфуры. Мерзлотное пучение грунтов с образованием конвективных структур охватило поверхности конусов выноса, первой террасы и днища древних нивационных ниш. В пределах среднеголоценовых болот возникли одиночные бугры пучения с
хорошо выраженным ядром льда в основании.
Среди форм рельефа, образованных мерзлотным пучением грунтов, отмечаются крупнокочкарниковые образования. Вблизи нижней границы распространения вечной мерзлоты в горах развиты
крупные кочки, приуроченные обычно к заболоченным участкам высокой поймы, обрамлению долинных озер и днищам бестальвежных водотоков; они представляют собой образования из остатков
травянистых растений с небольшим минеральным ядром в их основании. В гольцовой зоне кочки,
имеющие высоту до 0,5 м и поперечник у основания до 1 м, представляют собой одну из наиболее
распространенных форм пучения грунтов – туфуры. Внутри минерального ядра туфуры, достигающего обычно кровли, наблюдаются обломки горных пород с вертикальной ориентировкой длинной
оси. Течение грунтов в верхней части минерального ядра фиксируется распределением мелких обломков, образующих текстуры, сходные с расхождением струй в фонтанах. В таком случае туфур
имеет грибообразную форму минерального ядра и плоскую форму кровли с маломощным покровом
из растительных остатков. Туфуры такого рода типичны для временно обводненных термокарстовых
западин, где они образуют радиально расходящиеся от центра цепочки, плановый рисунок которых
внешне сходен с полигональной системой [8]. Туфуры с пирамидальным минеральным ядром и правильно-округлой вершиной из растительных остатков, переплетенных корнями, приурочены обычно
к более сухим элементам рельефа – к краевым частям солифлюкционных шлейфов, первой надпойменной террасе и обрамлению крупных аласных западин. По сравнению с плосковершинными туфурами они образуют более густую сеть с хорошо выраженной системой линий по простиранию склонов. Наблюдаемые выходы щебнистых грунтов как бы обходятся полями туфуров. Небольшие вспучивания дернины в таких местах заняты кустарниковой растительностью. В некоторых случаях в ядре туфуров вскрыты почвы лесного типа и торф. Их датирование доказало в основном позднеголоценовый возраст морфологически хорошо выраженных туфуров. Более древние кочки, вероятно, разрушены, о чем свидетельствуют образования типа "сурчин" с понижением в центре земляного пятна.
Не исключено, что в позднем голоцене в связи с климатическими флуктуациями происходило
изменение характера геоморфологических процессов, обусловленных криогенезом. Так, последнему
потеплению климата соответствует усиление процессов термокарста и солифлюкции, с которыми
125
связано разрушение бугров пучения в днищах малых долин, образование термокарстовых западин и
линейных понижений в обрамлении крупных конусов выноса. Не исключено, что процессы разрушения вечной мерзлоты в последнем тысячелетии усилены флювиальными процессами, сопровождающимися подрезанием толщи вечномерзлых грунтов и застаиванием воды в обрамлении конусов выноса, где наблюдаются хорошо прогреваемые низинные болота и озера.
Литература
1. Короткий А.М., Скрыльник Г.П. Анизотропность геоморфологических процессов и асимметрия разнопорядковых форм рельефа (на примере Дальнего Востока) // Исследования глобальных факторов климоморфогенеза Дальнего Востока. – Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1979. – С. 118-142.
2. Короткий А.М., Мохова Л.М., Пушкарь В.С. Климатические смены голоцена и развитие ландшафтов
гольцовой зоны Центрального Ям-Алиня // Палеогеографические исследования на ДВ. – Владивосток: ДВО АН
СССР, 1987. – С. 4-19.
3. Чемеков Ю.Ф. Западное Приохотье. – М.: Наука, 1975. – 124 c.
4. Развитие природной среды юга ДВ. – М.: Наука, 1988. – С. 188-191
5. Короткий А.М., Скрыльник Г.П. Катастрофические, экстремальные и типичные явления и процессы и
их роль в развитии экзогенного рельефа Дальнего Востока // Экзогенное рельефообразование на Дальнем Востоке. – Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1985. – С. 5-15.
6. Юг Дальнего Востока / Худяков Г.И., Денисов Е.П., Короткий А.М. и др. – М.: Наука, 1972. – 423 с.
7. Короткий А.М. Мерзлотные и нивационные образования в вершинном поясе Сихотэ-Алиня.— В кн.:
Климатическая геоморфология Дальнего Востока. – Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1976. – с. 100—123.
8. Короткий А.М., Ковалюх Н.Н. Ритмика вечной мерзлоты как отражение изменений климата в позднем
плейстоцене-голоцене // Палеогеографические исследования на ДВ. – Владивосток: ДВО АН СССР, 1987. – С.
20-36.
ВОПРОСЫ СОХРАННОСТИ И РАЗВИТИЯ ТЕКТОНОГЕННЫХ ФОРМ РЕЛЬЕФА
В ПРЕДЕЛАХ ХИБИНСКОГО ГОРНОГО МАССИВА
Кузнецов Д.Е.
Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, г. Москва,
dk_on@mail.ru
Хибинский горный массив представляет собой поднятый на высоту до 1200 м блок, соответствующий в плане многофазной интрузии щелочных пород (нефелиновые сиениты) центрального типа.
Этот блок отделён от вмещающих пород Балтийского щита, слагающих окружающую массив Прихибинскую равнину, структурным швом, имеющим сложную структуру. Скорость поднятия Хибинского горного массива составляет 1,0 – 1,5 мм в год [2], он принадлежит к самым сейсмичным регионам
российской части Балтийского щита [6]. В его пределах зафиксированы землетрясения силой до 5
баллов. При детальном геоморфологическом изучении района выяснилось, что на его территории
встречаются палеосейсмодеформации, образованные землетрясениями силой до 9 – 10 баллов [5].
Дальнейшее изучение [1] показало наличие различных генераций таких форм рельефа, разделяемых
преимущественно по степени переработанности последующими экзогенными процессами.
В пределах Хибинского горного массива тектоногенный рельеф распространён на всей территории, однако наибольшую концентрацию и разнообразие формы мезорельефа эндогенного происхождения имеют в линейно вытянутых зонах вдоль структурного шва. Выделяются несколько подобных зон разрывных дислокаций: Южно-Хибинская [1], протягивающаяся вдоль южной периферии
массива от нижней части юго-западных склонов Тахтарвумчорра до подножий Ловчорра, ЗападноХибинская, представленная системой ущелий Аку-Аку и прилегающих к ней участков, а также менее
ярко выраженные Восточно-Хибинская [7], расположенная на северных отрогах гор Коашкар и
Ньоркпахк, и Северо-Хибинская, разделяющаяся на северную (район Лестивары) и южную (район
отрога Твереснюн) части.
Неотектонические и предположительно сейсмогенные формы рельефа представлены в Хибинах, в порядке возрастания масштаба, тектоническими бороздами, тектоническими ложбинами и
ущельями трёх типов. Одно и то же разрывное нарушение в разных своих частях может быть представлено тектонической бороздой, ложбиной или ущельем. Это определяется типом поверхности,
которую рассекает ущелье, а также характером геодинамической обстановки, близостью крупных
грабенов и разломов, структурных швов [3].
126
Тектонические борозды характеризуются незначительной глубиной (0,2 — 2 м), шириной днища 0,5 – 5 м и строгой выдержанностью направления на значительном протяжении. Они легко опознаются как на аэрофотоснимках, так и на местности, поскольку нередко обводнены и заняты более
влаголюбивой растительностью, иногда в них встречаются ручейки и небольшие озера глубиной до
1,5 м в местах пересечения борозд. Часто в днищах расположены скопления неокатанных обломков
преимущественно местных пород. Высота бортов неодинакова, более высокий борт, как правило,
расположен выше по склону. Крутизна бортов меняется от 5 – 10° (для самых неглубоких ложбин) до
80 – 85°, преобладают склоны крутизной 30 – 50°. Борта скальные или прикрыты обломками местных
пород, пологие — задернованы. Поперечный профиль борозд ящикообразный, реже V-образный.
Тектонические борозды наиболее часто встречаются в пределах Восточно-Хибинской зоны дислокаций, в остальных зонах дислокаций в Хибинах они тяготеют к участкам наиболее свежих по облику
разрывных нарушений.
Тектонические ложбины – более резко выраженные формы рельефа. Их глубина составляет 3 –
8 м, ширина днища – 3 – 10 м и более, днища часто заболочены, встречаются небольшие озера. Иногда в днищах встречаются повышения высотой до 2 м, имеющие в своей основе скальное ядро –
крупную глыбу, отколотую от борта, или небольшой блок-отторженец. Борта тектонических ложбин,
как правило, крутые (более 35 – 40°), скальные, но встречаются и пологие задернованные склоны.
Под ними нередко находятся скопления обвального материала. Борта раздроблены трещинами шириной 10 – 30 см (реже до 1 м), вдоль них встречаются небольшие блоки отседания. Высота противоположных бортов иногда различается на 1 – 4 м.
Когда мощность чехла рыхлых отложений достигает 2 м и более, становятся заметны крупные
ложбины, в которых скалы выходят только в бортах, зачастую не на всём их протяжении, а днище
занято супесчано-валунными отложениями с бугристым микрорельефом с размахом до 1–1,5 м. Такие ложбины приурочены к седловинам и линейно вытянутым понижениям ниже верхней границы
ледниковых и флювиогляциальных отложений на высотах 200–500 м. Их тектоническое происхождение определяется по линейной вытянутости, повышенному увлажнению днища, распространённости
курумов и скальных обнажений в бортах, согласованности ориентировки с основными направлениями тектонической трещиноватости. Крутизна склонов подобных ложбин составляет 25–45°, ширина
днища – 10–50 м, поперечный профиль U-образный или неявно ящикообразный, глубина – от 5 до 35 м.
Третьим типом сейсмотектонических форм являются ущелья, которые по размерам можно разделить на три группы: ущелья-трещины, малые ущелья и крупные ущелья. Ущелья-трещины представляют собой крайне резко очерченные формы рельефа, глубина которых составляет от 3 до 20 м
при ширине 3–10, в отдельных случаях 1–2 м. Днища покрыты навалами неокатанного обломочного
материала со склонов, иногда образуются плоские камеры до 10 м в поперечнике, заваленные глыбами. Продольный профиль днища, как правило, ступенчатый или волнистый. Борта различной высоты
крутизной более 50–60°, иногда имеют контруклон, в них встречаются многочисленные блоки отседания, сколы, "козырьки". Судя по строению ущелий-трещин, их формирование происходило при
влиянии сильных сейсмических импульсов, возможно, землетрясений силой более 8 баллов. Ущелья
данного типа зачастую расположены у окончаний более крупных ущелий и представляют собой наиболее молодые по облику их части.
Малые ущелья достаточно широко распространены на данной территории и встречаются во
всех выделенных зонах разрывных дислокаций. Их глубина обычно от 5 до 30 м, поперечный профиль V-образный, реже ящикообразный. Ширина днища 5–15 м, оно загромождено обвальными и
осыпными массами, встречаются камеры шириной до 7 м и длиной до 10 м. Распространены блоки
отседания, сколы и "козырьки", но заметно реже, чем в ущельях-трещинах. Крутизна склонов более
35 – 40°, пологие склоны покрыты, главным образом, валунами и щебнем, крутые и отвесные склоны
разбиты системой трещин шириной до 50 см. Как правило, малые ущелья имеют в своём облике явные следы переработки тектоногенного рельефа последующими экзогенными процессами, в первую
очередь склоновыми (главным образом обвалы, осыпи и блоковое отседание). Нередко в днищах их
текут водотоки – как постоянные, так и временные, образующие в продольном профиле днища на
месте образованных коллювием камер выположенные участки, заполненные аллювием небольшой
(не более 1 м) мощности. В отдельных случаях в результате заболачивания плоских участков днища
могут формироваться локальные пятна биогенного рельефообразования, однако мощность торфа невелика (не более 0,5 м). В ряде случаев малые ущелья могут быть частично или полностью перекрыты достаточно мощным (2–5 м и более) плащом моренных и флювиогляциальных отложений, что
особенно характерно для района отрога Твереснюн. В целом, облик склонов и днищ малых и круп-
127
ных ущелий – важный фактор, позволяющий судить о степени переработки тектоногенного рельефа
последующими экзогенными процессами и, следовательно, о минимальном возрасте данных форм.
Крупные ущелья – наиболее заметные формы тектоногенного рельефа в облике обрамления
Хибинского горного массива, чётко выделяющиеся на топографических картах и космических снимках. Нередко эти формы образуют протяжённые системы, наиболее крупной из которых является
Южно-Хибинская зона разрывных дислокаций, однако самый крупный единичный разрыв (ущелье
Аку-Аку) расположен в Западно-Хибинской зоне. Глубина их составляет от 25 до 100–120 м, в отдельных случаях до 250 м (ущелье к северо-востоку от г. Коашкар). Склоны вогнутые, переработанные обвально-осыпными процессами, реже прямые с блоками отседания, «козырьками» и различными формами сколов, крутизной от 40–50º до отвесных и иногда нависающих. Нередко в облике склонов читаются выдержанные по простиранию вдоль склона ступени, что может свидетельствовать о
раскрытии ущелья в несколько этапов. Облик днища сильно разнится в зависимости от возраста ущелья, его положения в рельефе и встроенности в речную сеть: ущелья, расположенные на наибольших
высотах, обычно имеют в днище камеры, борта которых сформированы пересекающимися и накладывающимися друг на друга скоплениями обвально-осыпных масс с противоположных бортов, а дно
занято относительно ровными скоплениями сапролитовой крошки, возникающими предположительно вследствие нивации и пролювиальных процессов малой мощности. В том случае, если при образовании ущелья произошёл перехват речной сети, днище занято порожисто-водопадным руслом ручья
или небольшой реки; нередко при перекрытии русла обвальными и осыпными конусами в днище
возникают озёра. На более низких гипсометрических уровнях в днищах ущелий в таком случае
встречаются локальные участки поймы шириной в первые метры. В конечных частях крупных ущелий с наиболее широким днищем встречаются скопления морен, образующие небольшие подпрудные
озёра (ущ. Скальное). В целом, облик крупных ущелий несёт в себе значительное разнообразие моделирующих его форм рельефа. Судя по присутствию в наиболее крупных ущельях выраженных форм
ледникового рельефа (моренные гряды), такие ущелья имеют доледниковый возраст и, вероятно,
формировались в несколько этапов.
Особая ситуация взаимодействия экзогенных и эндогенных факторов рельефообразования отмечается на южном участке Северо-Хибинской зоны разрывных дислокаций. Облик рельефа данного
участка позволяет предположить одновременное развитие ледникового морфогенеза и тектоногенного (возможно, сейсмогенного) раскрытия выраженных в рельефе крупных дизъюнктивов. Здесь наиболее распространены крупные ложбины, в том числе и рассекающие четвертичные отложения. Так,
в пределах массива Ньюръяврпахк они имеют глубину 25 м, днища шириной 10 – 40 м, борта крутизной 30–70°. Седловина между Ньюръяврпахком и Рестинюном сильно раздроблена небольшими тектоническими бороздами и, несмотря на небольшую высоту (227 м), слабо залесена. Обращенные к
седловине склоны гор Ньюръяврпахк и Рестинюн крутые (до 60° и более), с обрывами высотой до
нескольких метров и незадернованными обвалами. Рестинюн спускается к ней ступенчатым сбросом.
Сама седловина практически лишена рыхлого четвертичного покрова, в то время как выше по склону
Рестинюна ледниковые пески с гравием и валунами мощностью 0,5 – 1 м встречаются до высоты 300
– 320 м. В пределах массива Рестинюн крупные тектонические ложбины в основном субширотной и
северо-восточной ориентировки рассекают маломощные (1–3 м) ледниковые и флювиогляциальные
отложения. Их ширина 15 – 20 м, глубина – от 5 до 15 м и более. Особенно высока плотность ложбин
на юго-западном склоне массива, где они образуют сетчатую систему, ориентированную под острым
углом к направлению падения склонов.
Ещё более хорошо выраженная в рельефе система разрывов, перекрытых покровом ледниковых
отложений, расположена к западу и югу от отрога Твереснюн (южный склон массива Сев. Суолуайва). Здесь отчётливо выделяется сеть крупных ложбин с характерным размером ячейки 80 – 150 м.
Ложбины имеют преимущественно U-образный поперечный профиль с немногочисленными выходами коренных пород по бортам, и глубину не более 10 м, в днищах встречаются небольшие озёра. Борта ложбин осложнены каменными полосами, солифлюкционными террасами, курумами. Далее к югу
несколько подобных ложбин группируются в крупное ущелье длиной более 5 км, которое рассекает
южные склоны г. Северный Суолуайв и спускается к долине р. Майвальтайок. Глубина его достигает
100 м, ширина по бортам – 100 – 250 м. Оно имеет асимметричный поперечный профиль с более крутым восточным склоном. В среднем течении ущелья вскрывается толща рыхлых в основном песчановалунных отложений мощностью 50 – 70 м, что указывает на его активное послеледниковое развитие.
Чрезвычайно сильное расчленение рыхлого чехла на склонах отрога Твереснюн может свидетельствовать об интенсивных тектонических процессах после его формирования.
128
В рельефе окраинной части Хибинского горного массива наблюдаются следы послеледниковой
тектонической активизации, по-видимому, приводившей к возникновению сильных (до 9 – 10 баллов
MSK) землетрясений [5] и связываемой с активным гляциоизостатическим поднятием территории [4].
Судя по степени переработки тектоногенных разрывов и смещений последующими экзогенными
процессами, в различных зонах разрывных дислокаций эта активизация выражалась по-разному и в
различной мере. Так, по сравнению с Южно-Хибинской зоной разрывных дислокаций, в восточной
части Хибин гораздо меньше представлены крупные ущелья, однако существенно шире распространены группирующиеся в своеобразный лабиринт тектонические борозды и ложбины. Спецификой
сейсмогенных форм Восточных Хибин является также и то, что они развиваются преимущественно
на пологих (до 15º) склонах, в условиях сравнительно небольших перепадов высот между основными
макроформами рельефа. Это свидетельствует об относительно недавней активизации тектонических
движений, вызвавших землетрясения. Формирование зон дислокаций происходило, вероятно, в несколько этапов при гляциоизостатических поднятиях, следовавших после каждого покровного оледенения. Об этом свидетельствует облик наиболее крупных ущелий (ступенчатый характер склонов и
наличие в днище новейших отложений, в том числе ледниковых). Однако, сильные сейсмические события происходили и тогда, когда территория не подвергалась гляциоизостатическим движениям, на
что указывает молодой возраст обнаруженных в Восточных Хибинах сейсмодеформаций [3]. Сходный молодой облик имеет район северной части ущ. Аку-Аку в Западных Хибинах, где автором обнаружен сравнительно крупный участок мелко раздробленного рельефа, почти не несущий следов
экзогенной переработки, а также глубокое (до 16 м) ущелье ярко выраженного трещинного типа.
Различия в облике описанных выше тектоногенных форм рельефа позволяют предположить
различный возраст их формирования. Следует разделять такие формы на доледниковые, развивающиеся длительное время и пережившие как минимум одно покровное оледенение, поздне- и послеледниковые, образование которых связано с тектонической активизацией, и позднеголоценовые,
сформированные при уровне тектонической и сейсмической активности, сравнимой с нынешним.
Доледниковый возраст можно предположить для большей части крупных ущелий, наиболее мягко
очерченных малых ущелий и тектонических ложбин, перекрытых тонким чехлом четвертичных отложений (хотя в последнем случае более вероятен позднеледниковый возраст). Послеледниковый
возраст может иметь большая часть описанных выше форм, исключая наиболее крупные ущелья, хотя их облик, вероятно, был в это время также существенно изменён. Позднеголоценовый возраст
можно предположить для тектонических борозд и ложбин в наиболее узких и резко очерченных их
частях, а также для ущелий-трещин, формирование которых, по-видимому, продолжается и в настоящее время.
Таким образом, для форм рельефа эндогенного происхождения в пределах Хибинского горного
массива, в связи с крайней сложностью их датировки, необходимо тщательное изучение моделировки
созданных тектоникой поверхностей и склонов экзогенными процессами. Изучение осложняющих
форм рельефа склонового, флювиального и биогенного происхождения позволяет установить возраст
разрывного нарушения и провести ранжирование разрывов и их систем по степени эволюции и возрасту происхождения, что важно для изучения неотектонической истории территории на голоценовом и позднеплейстоценовом этапах развития.
Литература
1. Авенариус И.Г. Морфоструктурный анализ зоны новейших дислокаций на южном склоне Хибин //
Геоморфология. – 1989. – № 2. – С. 52-56.
2. Горяинов П.М., Иванюк Г.Ю., Яковенчук В.Н. Тектонические перколяционные зоны в Хибинском
массиве // Физика Земли. – 1998. – №10. – С. 40-45.
3. Лукашов А.А., Кузнецов Д.Е., Романенко Ф.А. Геоморфологические признаки позднеголоценовой
сейсмической активности восточной части Хибинского массива // Геодинамика и геологические изменения в
окружающей среде северных регионов. Т. 2. – Архангельск, 2004. – С. 25-29.
4. Лукашов А.Д. Палеосейсмология – важный фактор оценки геоэкологической безопасности региона //
Проблемы геоэкологии Карелии. – Петрозаводск, 1997. – С. 3-13.
5. Николаев Н.И. Некоторые итоги изучения новейшей геологической истории Фенноскандии // Бюллетень МОИП, отдел геологический. – 1966. – Вып.3. – С. 139.
6. Панасенко Г.Д. Сейсмические особенности северо-востока Балтийского щита. – Л., 1969. – 185 с.
7. Романенко Ф.А., Лукашов А.А., Шеремецкая Е.Д., Беляев Ю.Р., Кузнецов Д.Е., Зарецкая Н.Е., Олюнина О.С., Тарбеева А.М. Формирование рельефа и рыхлых отложений Восточных Хибин в конце позднего плейстоцена и в голоцене // Изотопно-геохимические и палеогеографические исследования на севере России. – М.,
2004. – С. 82-167.
129
ГЕОЭКОЛОГИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ БОЛОТНОГО МОРФОЛИТОГЕНЕЗА
ТУНКИНСКОГО РИФТА В ГОЛОЦЕНЕ
Ларин С.И., Ларина Н.С.
Тюменский государственный университет, г. Тюмень, silarin@yandex.ru
Озерно-болотные отложения, в силу присущих им депонирующих свойств, играют особую роль
для решения ряда геоэкологических задач, в том числе оценки прошлого естественного геохимического фона и интенсивности его изменения при техногенном воздействии [1-7].
Проведенное авторами исследование серии торфяников, расположенных в пределах межгорных
впадин Тункинского рифта и его горного обрамления, позволяют наметить некоторые хронологические рубежи в их формировании, а также оценить геохимические тренды за период их существования
[8-10].
Большой интерес представляют торфяники, расположенные в Хойтогольской и в Мондинской
впадинах, где находятся широко известные моренные комплексы максимума последнего оледенения,
а также торфяники, расположенные в верховьях р. Иркут, в пределах Окинского плоскогорья. Из
озерно-болотных отложений, находящихся между моренными валами максимальной стадии последнего оледенения, в районе выхода р. Ихе-Ухгунь (левый приток р. Иркут) из гор в Хойтогольскую
впадину (абс. высота 900-1000 м), были получены три 14 С – датировки. Возраст растительных остатков с глубины 4,68-4,88 м составил 11120±70 л.н. (ЛУ-2095), а возраст погребенной почвы с остатками древесины с глубины 2,44-2,56 м – 10440±120 (ЛУ-2098). С глубины 1,04-1,15 м по торфу получена дата 6900 л.н. (ЛУ-2288). Эти даты свидетельствуют, что болота и озера, занимающие межморенные понижения, имеют голоценовый возраст. Разрез, из которого получены даты, показывает смену
озерного режима болотным. Между ними, судя по наличию мощного погребенного почвенного горизонта, фиксируется глубокая регрессия, начало которой, исходя из датировки 10440±120 л.н., приходится на поздний дриас. Обращает на себя внимание тот факт, что аналогичный возраст 10325±85 лет
(СОАН-1433) имеют погребенные ископаемые почвы на поверхности второй террасы озера Байкал
[7]. Несмотря на отсутствие данных о строении и мощности разреза ниже уреза воды в р. Ихе-Ухгунь,
т.е. от моренного ложа, дата 11120 ±70 л.н. свидетельствует, что возраст указанного выше моренного
комплекса не моложе аллереда. В Мондинской впадине изучены озерно-болотные отложения подпрудных озер, существовавших по бортам древнего Иркутного ледника, во время его максимального
распространения. Наиболее древние 14 С- даты 3050±60 л.н. (ЛУ- 1925), 3845±105 л.н. (СОАН-4038)
(левобережное подпрудное озеро, абс. высота 1600 м.), 7430±265 (СОАН-4043) ( правобережное подпрудное озеро, абс. высота 1630-1635 м), полученные из основания этих торфяников, на контакте с
моренными отложениями, вместе с другими радиоуглеродными датами из этих разрезов, свидетельствуют о голоценовом возрасте этих отложений. Об относительно молодом возрасте этих образований, свидетельствует также дата 4310±40 л.н. (ЛУ-1907), полученная нами ранее, из основания мерзлого торфяника, расположенного в одной из межморенных западин на днище Мондинской впадины,
на правобережье р. Иркут, ниже устья р. Аерхан.
На правом берегу р. Иркут, в районе ее истока из озера Ильчир, где во время последнего оледенения располагалось обширное ледяное поле, покрывавшее котловины, низкие горные гряды, холмы
и юго-восточную окраину Окинского плоскогорья, из основания мерзлого торфяника (абс. высота
1980-1990 м) на контакте с мореной, с глубины 74-78 см от поверхности, по погребенной древесине
получена дата 5500±65 л.н. (СОАН-4034), свидетельствующая об отсутствии оледенения в этом районе, по крайней мере, начиная с конца атлантики – начала суббореала. Радиоуглеродные даты, полученные нами из этого торфяника по торфу с глубины 69-79, 50-60, 26-32 см показали соответственно
возраст 3560±80 (СОАН-4035), 1525±55 (СОАН-4036), 415±40 (СОАН-4037) л.н. В стратиграфическом отношении разрез торфяника состоит из шести горизонтов. В интервале 0-29 см вскрывается
торфяная дернина коричнево-бурого иногда черного цвета, плотная, пронизанная корнями, слаборазложившаяся. Ниже, в интервале 29-56 см, идет среднеразложившийся торф серовато-бурого цвета с
линзой охристого цвета, встречаются корни трав и веточки древесины. Граница между двумя указанными слоями визуально улавливается слабо, но, при зачистке ножом, становится более заметной. На
глубине 56-60 см вскрывается горизонт черного торфа, а ниже, в интервале глубин 60-69 см, прослой
песка грубозернистого, который по стенке разреза особенно четко выражен на глубине 65-69 см. Ниже этого горизонта, на глубине 69-76 см, идет слой торфа с включением веток древесины. В основании разреза (76-116 см) залегает грубозернистый песок. На глубине 90 см вскрывается мерзлота (в
августе), ниже идут галька, глыбы. Степенное уравнение зависимости абсолютного возраста от глу-
130
бины залегания образца, полученное без учета даты по древесине, имеет вид y=1,259x0,512 (R2=0,999).
Для геохимического исследования, по образцам, отобранным из данного разреза, были определены
гигровлага, зольность, потери при прокаливании, рН водной и солевой вытяжки, обменная кислотность, концентрация сульфат- и хлорид-ионов, а также ряд металлов (Са, Мg, Sr, Рb, Zn, Cd, Co, Ni,
Cu, Mn, Fe). Геохимической особенностью торфяника является незначительное изменение в нижней
части разреза содержания Са, Мg, P2O5, Fe, Mn, Cu, Ni. Концентрация Рb, Zn, Cd, Co уменьшается
снизу вверх по профилю от основания торфяника до рубежа около 3800 л.н. Затем наблюдается период относительно стабильного химического состава по большинству химических показателей до рубежа около 1800-1900 л.н. Выше по разрезу, содержание разных химических элементов неоднозначно. Содержание Са и Мg, за исключением резкого повышения на рубеже около 3500 л.н., слабо изменяется снизу вверх по разрезу. Заметны увеличение их содержания около 1000 л.н., 500 л.н. и 250 л.н.
В самой верхней части, соответствующей современному рубежу, наблюдается резкое увеличение содержания этих элементов. Содержание Sr определено для интервала за 1250 лет. Его график показывает заметные увеличения концентрации на рубеже около 1250 л.н., 500 л.н. (особенно сильное) и в
современную эпоху. Содержание Рb особенно заметно менялось на протяжении последних 2000 лет.
Выделяются около пяти периодов его повышенной концентрации. Самая верхняя часть разреза показывает тенденцию на понижение его содержания. Кривая содержания Zn показывает около пяти периодов его повышенного содержания: около 2500, 1500-2000, 1000 л.н. За последние 500 лет фиксируются еще две волны повышения его концентрации. Обращает на себя внимание его повышение содержания в современную эпоху. Содержание Cd в интервале от 3000 лет до современности мало изменяется, за исключением трех всплесков, из которых наиболее значительный, был на рубеже около
1600 л.н. Современный тренд, направлен на заметное понижение его содержания. Кривая содержания
Co показывает заметное его увеличение на рубеже чуть древнее 3000 л.н. и небольшие повышения
около 2000 л.н. и 1000 л.н. За последнюю тысячу лет отмечаются более частые колебания графика его
содержания. Периоды повышения приурочены к рубежам около 700 л.н., 300 и 100 л.н. Современный
тренд направлен на его уменьшение. График содержания Ni показывает его максимальную концентрацию на рубеже около 2500 л.н. Периоды повышения его содержания приурочены также к рубежам
около 1500 л.н., 900-1000 л.н. 500 л.н. и 200 л.н. Современная тенденция направлена в сторону понижения его концентрации. На графике содержания Cu наиболее ярко выражены периоды повышенного
содержания на рубежах около 2500 л.н. и 200-300 л.н. График содержания Mn показывает на протяжении всего разреза торфяника небольшие колебания, за исключением самой верхней части разреза.
Здесь его концентрация резко увеличивается, а затем к современности, резко снижается. Кривая содержания Fe имеет сложный рисунок, хотя в целом общая, в том числе современная тенденция направлена в сторону понижения. Содержание P2O5 на протяжении разреза наоборот, имеет общую
тенденцию к повышению, в том числе в современное время, хотя и здесь отмечаются периоды повышения и понижения концентрации.
В целом, изучение различных аспектов биогенного рельефообразования, в том числе болотного
морфолитогенеза, позволяет определить тренды их развития и динамики.
Работа выполнена при финансовой поддержке гранта РФФИ № 11-05-0.1173а, гранта Министерства науки и образования РФ (ГК 14.740.11.0641) и Проекта ТюмГУ по реализации Постановления Правительства РФ № 220.
Литература
1. Баденкова С.В., Добродеев О.П., Сухова Т.Г. Особенности распределения тяжелых металлов в толще
верхового торфяника // Докл. АН СССР. – 1979. – Т. 247. – № 2. – С. 453-455.
2. Добродеев О.П. Особенности биогеохимии тяжелых металлов верховых болот // Тр. биогеохим. лаб.
– М.: Наука, 1980. – Т. 21. – С. 58-61.
3. Кузьмин В.А. О химическом составе верховых торфяников и снега Южного Прибайкалья (в связи с
проблемой загрязнения окружающей среды) // География и природные ресурсы. – 1999. – № 3. – С. 59-65.
4. Кузьмин В.А. Почвы центральной зоны Байкальской природной территории (эколого-геохимический
подход). – Иркутск: Изд-во Ин-та географии СО РАН, 2002. – 166 с.
5. Безрукова Е.В. Палеогеография Прибайкалья в позднеледниковье и голоцене. – Новосибирск: Наука,
1999. – 128 с.
6. Выркин В.Б. Современное экзогенное рельефообразование котловин байкальского типа. – Иркутск:
Изд-во ИГ СО РАН. – 1998. – 175 с.
7. Палеолимнологические реконструкции (Байкальская рифтовая зона) / Попова С.М., Мац В.Д., Черняева Г.П. и др. – Новосибирск: Наука, 1989. – 111 с.
131
8. Михайлов Н.Н., Максимов Е.В., Козырева М. Г., Ларин С.И., Меркулов П.И., Чернов С.Б. Радиоуглеродное датирование голоценовых отложений горных районов южного обрамления СССР // Вестн. Ленингр. унта, сер. 7. геол., география. – 1989. – Вып. 1. – С. 57-62.
9. Ларин С.И., Козырева М.Г., Михайлов Н.Н. Новые данные по радиоуглеродной хронологии озерноледниковых отложений Хойтогольской котловины (юго-западное Прибайкалье) // Проблемы географии Западной Сибири. Науч. сб. вып. 2. – Тюмень: Изд-во ТюмГУ, 1993. – С. 27-34.
10. Ларин С.И., Орлова Л.А. Новые данные по абсолютной геохронологии последнего оледенения Восточного Саяна // Проблемы географии на рубеже ХХI века: Материалы Всеросс. науч. конф., 24-26 февраля
2000 г. – Томск, ТГУ, 2000. – С.99-100.
ЭКЗОГЕННЫЙ РЕЛЬЕФ ВОСТОЧНО-КОРЕЙСКОГО ЗАЛИВА
(ЯПОНСКОЕ МОРЕ)
Леонова Т.Д.
Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева, г. Владивосток,
leon@poi.dvo.ru
Большинство динамических факторов, действующих в береговой зоне и на шельфе, – различные виды движения воды. Важнейшими среди них являются ветровое волнение и производные от
него гидрологические явления: зыбь, прибойный поток, волновые течения. Кроме того, большое значение в Восточно-Корейском заливе имеют такие гидродинамические факторы, как стоковые течения
рек, рассеивание энергии постоянных течений.
Климат исследуемого региона относится к муссонному типу, характерной особенностью которого является сезонная смена противоположных по направлению господствующих ветров и связанные с этим значительные изменения в режиме метеорологических элементов в течение года.
В описываемой части Японского моря в течение всего года преобладают высоты волн 0,25-1,5
м (повторяемость 30-50%). Повторяемость волнения до 2 м не превышает 10%, а с мая по август повторяемость отсутствия волнения и высот волн 0,1-0,25 м достигает 30-40 %.
Наличие противоположно направленных Восточно-Корейского и Северо-Корейского течений
приводит к образованию зон круговых течений (халистаз), направленных против часовой стрелки.
Интенсивность и расположение этих круговых течений изменяются в зависимости от интенсивности
Восточно-Корейского и Северо-Корейского течений. То есть вблизи берегов Восточно-Корейского
залива наблюдается холодное южное течение, а мористой части – теплое северное течение. Приливоотливные течения в заливе слабые.
Берега
Обширные аккумулятивные участки западного берега залива приурочены к вершинам ингрессионных бухт (залив Чосоньмань, бухты Кёнсонман, Часан и др.) и по происхождению являются
прибрежно-аллювиальными низменностями. Берег отмел, здесь значительные пространства занимают широкие пляжи, бары, выдвинутые дельты и приустьевые косы. Сложные аккумулятивные формы, отчленившие серию лагун, протягиваются на расстояние до 20 км. Обилие аккумулятивных форм
обусловлено тем, что побережье расчленено сетью долин рек, выносящих в береговую зону большое
количество обломочного материала [1].
Абразионно-бухтовые берега приурочены к северной и южной частям залива. Здесь невысокие
скалистые мысы, чередуются с открытыми бухтами. Вершины бухт низкие и с широкими песчаными
пляжами. Крутые и обрывистые абразионные участки встречаются там, где вплотную подходят отроги горных хребтов. Вследствие большой устойчивости пород, слагающих береговые склоны, темп
абразии невелик. Берег приглуб, на подводном склоне не образуются бенчи, и лишь в отдельных случаях у подножия клифов располагается узкий валунно-галечный пляж. Вдоль таких берегов большое
количество островков, скал, кекуров.
Рельеф дна
Большая часть шельфа представлена наклоненной на восток ступенчатой аккумулятивноденудационной морской равниной, в которой отчетливо выделяется затопленная гидросеть, осложненная подводными дельтами, конусами выноса, ложбинами, палеобарами и т.д.
В результате морфографического и морфометрического анализа в пределах шельфа можно выделить следующие подзоны: 1) прибрежную аккумулятивно-абразионную; 2) внутреннюю денудационно-аккумулятивную; 3) внешнюю аккумулятивную краевых прогибов (рис., А).
132
Рис. А – Геоморфологическая схема шельфа Восточно-Корейского залива: 1 – аккумулятивноабразионная зона, 2 – денудационно-аккумулятивная зона, 3 – аккумулятивная краевых прогибов, 4 –
материковый склон, 5 – палеодолины, 6 – долины эндогенного происхождения, 7 – ложбины, 8 –
палеобары, 9 – возвышенности, 10 – конусы выноса, 11 – изрезанные участки аккумулятивной зоны,
12 – каньон, 13 – абразионные берега, 14 – абразионно-аккумулятивные бухтовые берега, 15 – аккумулятивные выровненные берега, 16 – лагунные берега, 17 – дельтовые, речная сеть.
Б – Батиметрическая схема и промерные галсы.
В – Батиметрические профили.
Прибрежная зона. Прибрежная зона шельфа протягивается непрерывной полосой вдоль побережья залива. Границы прибрежной зоны не очень четки. Верхняя граница совпадает с современной
береговой линией, а нижняя проводится по перегибу поверхности шельфа на глубине около 40-45 м.
На прибрежном шельфе нередко отмечаются реликтовые формы рельефа (затопленные и частично погребенные речные долины, остатки абразионных уступов и др.). Включение подводного берегового склона в состав шельфа обосновывается их генетическим единством. Расчлененность зоны
на разных участках различная. В пределах подводного берегового склона расчлененность мелкими
формами значительна.
По характеру и интенсивности экзогенных процессов можно выделить участки преимущественной абразии (северная и южная части залива) и преобладающей аккумуляции осадков (центральная часть). Мы называем эту зону аккумулятивно-абразионной, так как процессы аккумуляции здесь
превалируют.
Абразионные участки прибрежного шельфа характеризуются приглубостью, незначительной
шириной и примыкают к абразионным берегам. В рельефе отчетливо проявляются гряды подводных
и надводных скал, расщелины, трещины в коренных породах, уступы.
Аккумулятивный тип прибрежного шельфа связан с процессами осадконакопления в заливах,
крупных бухтах. Характерными формами рельефа для этого типа являются, подводные береговые
валы, затопленные береговые бары, подводные дельты, конуса выноса, шлейфы осадков. При этом
сохраняется тенденция к выносу материала в зону внутреннего шельфа с попутным заполнением неровностей дна (реликтовых долин).
Реки, впадающие в залив, сформировали сложную сеть палеодолин на прибрежном шельфе.
Днища долин осложнены террасами и ложбинами. Глубина одной из них в зоне врезания достигает
57 м. Причем общая глубина поверхности сочленения долин составляет от 30 до 40 м. Характерно, что в
зоне современной штормовой переработки до глубин 20-25 м палеодолины в рельефе выражены слабо.
Более мелкие долины прослеживаются в северной и южной части Восточно-Корейского залива.
Длина их невелика и составляет 10-12 км. Устьевые области некоторых из них по характеру вреза
напоминают каньоны, а иногда они заблокированы конусами выноса.
133
В центральной части залива на глубине около 30 м прослеживается береговой вал. Он протягивается параллельно берегу на расстояние около 40 км. Его превышение над общей поверхностью выравнивания составляет 5-10 м, а ширина колеблется от 1 до 3 км. Бар сложен среднезернистыми хорошо отсортированными песками, так как его вершины подвержены постоянному воздействию волн.
Внутренняя зона шельфа (денудационно-аккумулятивный шельф) морфологически представляет собой наклонную поверхность в интервале глубин от 40 м до 60 м. Их уклоны составляют 10–200.
Реликтовая цокольная аллювиальная равнина сформировала обширную часть этой зоны. Ширина ее в
центральной части Восточно-Корейского залива достигает 15 км к северу и югу заметно уменьшается
до 4 км. Главной особенностью этой зоны является наличие большого количества эрозионных ложбин в центральной части и аккумулятивных валов в восточной. Возможно, что в отдельные годы
здесь происходит рассеивание энергии Восточно-Корейского холодного течения. Продолжением
субширотной подводной долины в этой зоне является крупная ложбина, ширина которой составляет
4-5 км, а длина около 8 км (рис., Б, В). Южнее располагается сеть мелких подводных ложбин. Глубина их небольшая – 2-3 м, а длина 2-4 км. В восточной части зоны вдоль изобаты 60 м располагаются
подводные валы высотой 2-3 м и шириной около 1 км.
Внешняя зона шельфа (зона краевого прогиба) представляет собой наклонную поверхность в
интервале глубин от 60 до 140-150 м (бровка шельфа). Здесь встречаются и поверхности морского
аккумулятивного выравнивания, а также изрезанные денудационной деятельностью участки. В интервале глубин 60-80 м и 120-130 м на поверхности шельфа отмечаются уступы, террасы, ложбины,
пикообразные выступы и т.д.
Неровности рельефа (перегибы наклонной поверхности, сугоризонтальные площадки и валы)
на шельфе всех типов приурочены к определенным интервалам глубин: 45 м, 60-65, 70-75, 103-106,
110-116, 120-125, 130-135, 145-150 м (бровка шельфа). Вероятно, подобные элементы рельефа глубже
45 м представляют собой реликтовые формы, связанные с древними береговыми линиями.
Таким образом, волновая деятельность – является основным рельефообразующим процессом
Восточно-Корейского залива, но стоковые течения, а в отдельные годы и постоянные течения также
определяют процессы осадконакопления. Кроме того, большое влияние в распределении осадков оказала миграция береговой зоны, обусловленная колебанием уровня моря в позднем плейстоцене – голоцене.
Выступающие участки дна (древние береговые валы, абразионные уступы, бровки палеорусел и
бровка шельфа) являются гидродинамической преградой и причиной повышенной турбулентности.
Они характеризуются резким уменьшением содержаний тонких фракций по сравнению с окружающими участками. Наоборот, понижения в рельефе характеризуются затишными условиями и служат
ловушками взвешенного материала. Это крупные затопленные палеодолины рек и небольшие ложбины. Последние представляют малую гидросеть, в пределах которой в осадках происходит увеличение
содержания илистых фракций до 10%. Резко выделяются крупные затопленные палеодолины, в днищах которых накапливаются алеврито-пелитовые осадки [2].
Экзогенные процессы мощно изменили первичную структуру, перекрывая ее осадочным чехлом и формируя аккумулятивные и эрозионные формы рельефа. Основным поставщиком осадочного
материала в этом регионе является твердый сток рек, вследствие большой устойчивости пород, слагающих береговые склоны, темп абразии невелик. В результате волновой активности в прибрежной
зоне осуществляется фракционирование обломочного материала наносов.
Литература
1. Каплин П.А., Леонтьев О.К., Лукьянова С.А., Никифоров Л.Г. Берега. – М., 1991. – 479 с.
2. Геологическое строение западной части Японского моря и прилегающей суши. – Владивосток, 1993. –
211 с.
ДИССИММЕТРИЯ РЕЛЬЕФА ИРКУТСКОГО АМФИТЕАТРА
Лопатин Д.В., Плеханов А.О., Бобровская О.В.
Санкт-Петербургский государственный университет, г. Санкт-Петербург,
lopatin12@yandex.ru.
Диссимметрия – это не полная симметрия или внешняя симметрия, являющаяся компромиссной между собственной структурной симметрией объекта исследований и симметрией образующей
134
его внутреннюю структуру. При этом сохраняются лишь те собственные элементы симметрии исследуемого объекта, которые совпадают с соответствующими элементами симметрии общей среды. Исчезнувшие или не упорядоченные элементы симметрии объекта составляют его диссимметрию [1].
Иркутским амфитеатром называется плоскогорно-равнинный участок южной части Сибирской платформенной равнины, обрамлённой горными массивами Саян и Прибайкалья. Элементы упорядоченности формы плана горного обрамления амфитеатра в виде прямого угла соединения связаны с постепенным нарастанием высот горных хребтов от точки соединения в районе Олхинского плоскогорья в обе стороны. Морфологический порядок внутреннего строения нарушается различиями геоморфологического развития обоих крыльев амфитеатра. Восточное, Предбайкальское, крыло развивается в условиях деструктивной геодинамики с полной перестройкой рельефа в позднем плейстоцене, в то время как западное, Саянское, не претерпело кардинальной перестройки на протяжении всего
позднего кайнозоя. Причина этого видится в разных типах горообразования обоих крыльев горного
обрамления. Восточный горный фланг развивается в условиях деструктивного орогенеза, западный –
конструктивного [2]. Вторым важным элементом диссимметрии явилось неравномерное распределение по площади равнинной части амфитеатра трёхуровенной структуры рельефа вдоль восточного и
западного крыльев предгорий. На левобережье верхней р. Ангары, разделяющей амфитеатр почти по
биссектрисе прямого угла, мы наблюдаем два нижних яруса рельефа, в то время как в правобережном
Приангарье наблюдается ограниченное развитие низких уровней и гипертрофированное развитие
верхнего (третьего) уровня.
После периода интенсивного изучения рельефа и четвертичных отложений юга Сибирской
платформы в 50-70 годы прошлого столетия, связанного с обобщением планово проводимых геологосъёмочных работ и изысканиями под ангарский гидрокаскад, произошёл резкий спад интереса к изучению рельефа этого региона. В настоящее время наблюдается некоторый всплеск интересов к проблеме рельефообразования, который связан с намечающейся возможностью открытия здесь новой
нефтегазовой провинции и продолжением освоения ангарских гидроресурсов. Без всестороннего изучения рельефа как зеркала новейших тектонических деформаций земной коры нельзя эффективно
решить ни одной из природоресурсных и природопользовательских задач, а также проблем поисков
нефти и газа, так как большинство коллекторов подвижных углеводородов связаны именно с молодыми структурными ансамблями.
Общая структура рельефа. Поверхность рельефа в пределах Иркутского амфитеатра имеет
ярко выраженное ярусное строение. Нижний ярус слагают поймы и террасы речных долин, сухие
дельты рек, пересекающих Восточный Саян, моренные валы предгорий Акитканского хребта и аккумулятивные формы локальных приразломных прогибов. Значения его высот изменяются от 456 м в
истоках Ангары до 320-350 м. В предсаянской зоне сочленения он повышается до 500 м в районе сухих дельт. Средний ярус располагается в пределах Предсаянского предгорного мезозойского прогиба
и охватывает всё левобережье р. Ангары. Он представлен слабо расчленённой современной эрозионной сетью выровненной поверхностью с высотами 500-600 м. Лишь изолированные денудационные
останцы ещё более древнего рельефа на водоразделах достигают 700 м. Рельеф данного яруса доминирует в структуре днища Иркутского амфитеатра и, в зависимости от местоположения относительно
локальных поднятий, образует Иркутско-Черемховское, Ангаро-Чунское и Канско-Рыбинское плато.
Верхний ярус представлен глубоко расчленённой структурной поверхностью Лено-Ангарского плато.
Его абсолютные высоты в основном находятся в пределах 900-1000 м, но отдельные массивы геоморфологических аномалий достигают 1200 м, и даже 1500 м. Пьедестальной для него является поверхность второго уровня. Речная сеть бассейна р. Лены в пределах плато глубоко врезана в поверхность. Её характеризует невыработанный продольный профиль с перепадом высот русла 473 м вблизи села Верхоленска до 336 м в районе устья правого притока Орлинги, что свидетельствует о поздненеоплейстоценовом (послеманзурском) возрасте поднятия Лено-Ангарского плато, синхронном тектоническому этапу, образовавшему Байкальскую глубоководную ванну и уникальную глубоководную озёрную экосистему [3]. Его характерной чертой является крестообразное расчленение поверхности реками бассейна р. Лены и отсутствие одной высотной доминанты в геометрическом центре.
В целом на космических снимках мелкого масштаба его поверхность представляет деформированный
на отдельные брахискладки пологий свод, располагающийся на пьедестале высокого плато.
Поверхность нижнего яруса, или базисная поверхность рельефа, адекватно отображающая новейшие движения земной коры, образует общий скат на север до Ангаро-Вилюйского прогиба, секущего в северо-восточном направлении поверхность всей платформы и разделяющего её на два мегаблока: северный и южный – собственно амфитеатр. Средний же уровень такой тенденции не проявляет. Он распространяется на север в виде единой всхолмлённой поверхности, в которую прогрессивно
135
углубляются речные долины. Нарушают общую ступенчато-плакорную картину яруса кряжи новейших поднятий Тулунского, Братского и Мингетуйского, сложенных континентальными отложениями
нижней юры, траппами триаса и ограниченных надвиговыми дислокациями [4].
Морфотектоника. Цель морфотектонического исследования заключается в показе функции
рельефообразования при формировании новейших тектонических структурных форм. Отображают
новейшие тектонические деформации земной коры прямые и косвенные геоморфологические индикаторы. Наиболее чутким из них является гидросеть. Она осваивает, в первую очередь, линейные
элементы геологического субстрата: зоны дробления, трещиноватости, контактов тектонических блоков, открытых разломов, в общем, все те элементы геологической и тектонической структуры, которые плохо диагностируются при контактных исследованиях в данных горно-геологических условиях.
Роль тектонического анализа гидросети возрастает при плохой обнажённости и сокрытии геологической структуры маломощным плащом покровных отложений.
Кроме прямых диагностических признаков тектонических структурных форм, гидросеть может
отображать, через рисунки своих ансамблей, косвенные признаки новейших движений и влиять на
определение генезиса структурных форм: брахиантиклиналей и синклиналей, «всплывающих» гранитоидных массивов, выжимаемых форбергов, регматических зон трещиноватости. Она может отображать структурные свойства вулканических аппаратов, различных тектономагматических неоднородностей: мало контрастных сводовых и блоковых поднятий, а также и ориентировку «геоморфологических волн», образованных волновыми новейшими тектоническими деформациями [5]. На этом
свойстве рельефа основан геолого-морфологический анализ В.В. Соловьёва [6], широко используемый в геологической практике. Целью таких исследований являются не поиски структурных элементов, подтверждённых геологическими документами, а наоборот – выявление тех, которые не диагностируются или трудно выявляются контактными методами изучения.
В настоящее время существует твёрдо устоявшееся мнение, что Иркутский амфитеатр представляет собой слившиеся в единую геоморфологическую структурную форму Предсаянский и
Предбайкальский передовые прогибы. На самом деле их нет. В предгорьях Восточного Саяна на месте мезозойского предгорного прогиба в позднем кайнозое образовалась цокольная равнина (средний
уровень) с незначительным расчленением за счёт транзитных рек. В предгорной полосе Восточного
Саяна имеет место лишь узкая прерывистая зона приразломных эмбриональных впадин, выполненных аллювиально-пролювиальными отложениями на 100-150 м. Их ограничивают со стороны днища
амфитеатра форберги в зоне новейших взбросов, подходящих к склону гор