Том 54, № 3 (2023)

Устьевые геоморфолого-осадочные систем крупных рек, впадающих во внутриконтинентальные моря и озера аридной зоны, прошли длительный эволюционный путь развития, многократно накапливая и перерабатывая аллювиальные отложения в зависимости от положения уровня приемного водоема. Следуя за колебаниями уровня, реки перемещали свои дельты, плейстоценовые реликты которых находят в интервале абсолютных отметок от +50 до –20 м на берегах Каспия, от +50 до 110 м Арала и от +370 до 400 м озера Балхаш. Арало-Каспийская аридная зона отличается некоторыми особенностями природных факторов, влияющих на процессы дельтообразования: засушливостью климата, формированием речного стока в верховьях рек и отсутствием приточности в нижнем течении, повышенной мутностью речных вод и огромным стоком взвешенных наносов, а также значительным влиянием хозяйственной деятельности человека, связанной с интенсивным орошением сельскохозяйственных угодий. Наиболее распространенным морфогенетическим типом речных дельт на побережьях внутриконтинентальных водоемов аридной зоны являются огромные аллювиальные конусы выноса в виде дельт выдвижения и “сухие внутренние дельты” в виде аллювиальных конусов выноса. Дельтовым рукавам и нижнем течении рек аридной зоны свойственна большая интенсивность русловых деформаций вследствие слабой устойчивости к размыву мелкопесчаных долинных аллювиально-пролювиальных отложений, больших скоростей течения и высокой насыщенности потока взвешенными наносами. Перенасыщенность речного потока наносами приводит обычно к обмелению русла в половодье и постепенному его повышению над окружающей местностью. Повышение отметок дна и большие скорости устьевого удлинения провоцируют частые прорывы прирусловых валов, изменение направления течения дельтовых рукавов, создание новых узлов разветвлений и формирование региональных причлененных дельт прорывного типа (дельтовых лопастей) на периферии старой дельты (субдельт по американской терминологии). Внутри дельтовых систем после прорывов русловых валов (или ограждающих дамб) могут формироваться также частично наложенные или наложенно-причлененные дельты. Плохая сохранность древних дельт – следствие интенсивного хозяйственного освоения и высокой динамичности морского края и гидрографической сети речных дельт в условиях огромного стока взвешенных наносов и значительной изменчивости уровня приемного водоема.

Проведены исследования селевого рельефа Полярного Урала в долине Малой Пайпудыны. По результатам анализа данных дистанционного зондирования и полевых съемочных работ установлено, что на рассматриваемой территории расположено 14 селевых бассейнов. Обнаружены следы схода пяти водоснежных потоков весны 2021 г. Выделены характерные формы рельефа для разных морфодинамических зон селевых бассейнов. Зоны зарождения преимущественно расположены на склонах Большого и Малого Пайпудынских хребтов и представлены водосборными воронками. В зонах транзита V-образные донные врезы чередуются с участками с ящико- и корытообразным образным поперечным профилем. В пределах конусов выноса отчетливо выделяются две генерации селевых образований. Молодые зоны аккумуляции локализованы в прирусловых участках и представлены галечно-валунными грядами высотой до 0.5 м либо полностью лишенными растительности, либо с фрагментарным травянистым покровом. Древние зоны аккумуляции представляют собой треугольные и выпуклые в поперечном профиле образования, состоящие из системы гряд и ложбин, освоенных кустарничковой растительностью. Площадь молодых зон не превышает 0.06 км², в то время как площадь древних может достигать 0.4 км². Селевые конусы наложены на днище троговой долины Малой Пайпудыны, представляющее собой преимущественно область ледниковой аккумуляции. Вероятно, формирование этих конусов выноса началось после деградации последнего оледенения. Для селевых бассейнов рассчитаны морфометрические параметры.

Среднее Поволжье – территория распространения пластово-ярусных и ступенчатых возвышенностей, в составе которых верхнее плато является наиболее древним из известных сохранившихся элементов рельефа этого региона Русской равнины. Плато распространено в пределах самых высоких водоразделов на преобладающих высотах 280–380 м, представляя собой верхний ярус рельефа. Большинство исследователей придерживаются мнения о денудационном (педипланационном) характере его происхождения. Возраст образования поверхности плато все еще служит предметом дискуссии. В работе, на основе литературных источников, авторских представлений о развитии неогеновой долины палео-Волги и ее притоков, представлен анализ изменения геоморфологических, палеоклиматических и палеоландшафтных условий Среднего Поволжья и соседних регионов. Сделан вывод, что наиболее оптимальным для педипланации региона и, следовательно, формирования поверхности верхнего плато временем являлся период с рубежа среднего и позднего миоцена (сармат?) до середины меотиса (поздний миоцен), который отличался относительной тектонической стабильностью на фоне общей аридизации климата.

Бэровские бугры – это, как правило, вытянутые гряды, ориентированные чаще всего близко к субширотному направлению, получившие широкое распространение на территории Северного Прикаспия ниже отметки 0 м абс. Механизм образования этих форм рельефа дискутируется вот уже почти столетие. Данная работа ставит своей целью определение генезиса бэровских бугров на основе структурно-литологических исследований и датирования слагающего их материала. Проведенные исследования позволили заключить, что гряды были сформированы в конце позднехвалынского времени – начале голоцена. Отложения бэровских бугров состоят из трех условно выделяемых литофаций. Основными источниками материала, из которого формировались бугры, являлись шоколадные глины, подстилающие их морские отложения регрессивной террасы и аллювий рек, впадавших в хвалынский бассейн. Данные литологических, фаунистических и геохимических исследований не позволяют считать описываемые формы результатом эолового процесса. Бэровские бугры были образованы на дне лагуны, где существовали течения, обусловленные спуском вод позднехвалынского бассейна через Манычский пролив. Гряды являются аналогами речных дюн, образуемых на дне турбулентного потока, где параллельно с накоплением песчаного материала и детрита шло осаждение глинистых частиц в условиях смешения солоноватых вод лагуны и пресных вод рек, впадающих в нее.

Получена непрерывная запись палеогеографических событий юго-восточного Приморья по данным отложений озера Гнилое, расположенного на северном побережье залива Находка, начиная с 3240 кал. л. н. Выделено 5 периодов потеплений: 3240–2500, 1865–1650, 1330–840, 730–625 кал. л. н. и со второй половины XVII в. по настоящее время; 4 периода похолоданий: 2500–1865, 1650–1330, 840–730 и 625–320 кал. л. н.; 6 влажных периодов: 3240–2500, 1865–1650, 1480–1330, 1060–840, 730–625 кал. л. н. и последние 280 лет; 5 сухих периодов: 2500–1865, 1650–1480, 1330–1060, 840–730 и 625–210 кал. л. н. По данным палинологического анализа экспансия кедра корейского и темнохвойных пород произошла во время второй фазы среднесубатлантического похолодания 1480–1330 кал. л. н. В последние 150 лет наиболее значимые изменения связаны с антропогенной трансформацией ландшафтов в результате урбанизации. Уменьшились площадь лесов и их видовой состав, на месте сведенных дубняков в настоящее время обширные пространства занимают кустарниковые заросли. На основании результатов диатомового анализа выделено 7 стадий развития озера Гнилое. Около 3240 кал. л. н. существовала мелководная полуоткрытая лагуна при уровне моря выше современного на 1–1.5 м. Похолодание и уменьшение влажности около 2500 кал. л. н. привели к образованию слабосоленой более закрытой лагуны. Около 2000 кал. л. н. уровень моря понизился, а окончательно лагуна отчленилась от моря около 1450 кал. л. н. Переход лагуны в пресное озеро произошел около 1080 кал. л. н. В период похолодания 840–730 кал. л. н. начинается обмеление озера, которое продолжалось и в малый ледниковый период. Начиная с 210 кал. л. н. отмечается повышение уровня озера, связанное с умеренным потеплением и повышением влажности. В отложениях озера Гнилое зафиксированы следы трех катастрофических событий – высокобалльного шторма около 3000 кал. л. н. и двух цунами около 2000 и 1560 кал. л. н.

Оползневые процессы берегов криолитозоны занимают особое место в изучении и мониторинге процессов в условиях вечной мерзлоты под влиянием изменения климата, однако морфологии и количественным характеристикам оползней уделено не так много внимания. Целью работы явилось изучение количественных закономерностей абразионных берегов с развитием оползневых процессов побережья криолитозоны, прежде всего, на контакте с прилегающей водораздельной поверхностью. Изучение проведено на основе дешифрирования материалов космической съемки высокого разрешения на примере пяти участков береговой линии полуостровов Канин и Ямал. Исследование было сосредоточено на морфологических особенностях верхней части оползней, на границе с прилегающей водораздельной поверхностью. Граница представляет собой сочетание дугообразных элементов, также местами на склоне наблюдаются дугообразные остаточные участки водораздельной поверхности, отвечающие различным стадиям оползания. По снимкам анализировалась береговая линия и определялись такие характеристики оползней, связанные, прежде всего, с физико-механическими характеристиками отложений, как длина дуг, формирующих границу, длина хорд дуг, стрелки дуг, средние радиусы кривизны, центральные углы дуг, углы ориентировки хорд по отношению к вектору общего простирания соответствующего участка береговой линии. Часть характеристик была получена при дешифрировании прямым измерением, другая часть – вычислением. Анализ охватил 30 выборок объемом 103–183 элемента. Статистическая обработка с использованием критерия согласия Пирсона показала, что на подавляющем большинстве участков распределение размеров дуг верхней границы оползней, хорд, стрелок дуг и радиусов кривизны, а также центральных углов отвечает логнормальному распределению. Ориентировка хорд по отношению к простиранию участка подчиняется нормальному распределению. Значения параметров распределений исследованных количественных характеристик морфологических особенностей оползней отличаются и зависят от физико-географических и инженерно-геокриологических условий конкретных участков. Одним из направлений использования полученных результатов может быть более совершенное моделирование процесса отступания берегов.

При создании цифровых моделей высот по данным аэрофотосъемки с БПЛА для их применения в численном моделировании (гидрологическом, эрозионном и др.) возникает проблема корегистрации данных отдельных съемок, которые могут быть произведены в разное время суток, сезоны или даже годы, что затрудняет пространственную привязку данных. Существующие алгоритмы корегистрации обычно осуществляют статистическую подгонку облаков точек или растровых моделей. Такой подход нарушает гидрологическую корректность итоговых данных – возникают артефакты вроде различных уступов и швов. Предлагаемый подход базируется на поиске изолинии “нулевой ошибки” высот, по которой и происходит сшивка отдельных сцен съемки. Поиск этой линии осуществляется как по немодифицированным моделям высот, так и при разделении их на “ведущую” и “ведомые”; последние подвергаются геометрической коррекции. Как критерии качества слияния моделей высот использованы: 1) статистические распределения крутизны (коэффициент ранговой корреляции на ведущей и ведомой моделях), т.е. параметра, влияющего на результаты моделирования стока воды, наносов, устойчивости склонов и т.д., 2) мера постоянства геометрической структуры микроводосборов. Алгоритм апробирован на трех участках, расположенных в равнинных, низкогорных и среднегорных условиях. Во всех примерах показана высокая эффективность методики – по линиям швов полностью отсутствуют артефакты корегистрации. При этом методика построена таким образом, что геометрическая модификация ведомых моделей высот не приводит к существенному искажению их морфологии – средняя крутизна в подавляющем числе случаев не отклоняется более чем на 1° в сравнении с исходными данными, ранговая корреляция крутизны (отвечающая постоянству ее пространственного распределения) меняется в разных случаях в интервале 0.9–0.99 (при среднем значении 0.96), коэффициенты геометрического сходства сеток микроводосборов на объединенных моделях высот показывают во всех случаях даже большие значения (1.09), нежели на исходных данных без какой-либо коррекции (0.98) в областях их взаимного перекрытия.