Том 54, № 2 (2023)

Реки Карелии отличаются геологической молодостью, оформившись как флювиальные комплексы лишь в голоцене. Малый возраст в сочетании с прочностью кристаллических пород Балтийского щита обусловили невыработанность их продольного профиля. В основании порогов местами развиваются процессы формирования миниатюрных скэблендов. Подобная гидравлическая ситуация складывалась и у фронта деградирующего ледника. Благоприятны для мощного воздействия на скальное ложе также нижние бьефы плотин ГЭС. На осушенных в ходе гидротехнического освоения отрезках скального ложа полугорных потоков можно встретить следы бурной глубинной эрозии, сопровождавшейся явлениями неизбирательной эворзии и гидродинамической кавитации. Показателен миниатюрный скэбленд, выработанный в нижней части крупного порога Маткожня на реке Нижний Выг в зоне Беломорско-Балтийского канала. Почти вся трасса канала проложена по долине этой реки, лишь на отдельных отрезках между шлюзами русло канала пробито в стороне, поэтому там сохранилась почти обезвоженная прежняя долина. Коренные породы обнажаются здесь по всему руслу; многочисленны стаканоподобные формы микрорельефа диаметром и глубиной до первых метров в кристаллических породах докембрия. Вклад эворзии в денудацию кристаллических сланцев в днище долины Выга является весьма значимым, хотя само эворзионно-кавитационное воздействие осуществляется редко и в течение ограниченного времени. Подобные процессы естественного происхождения действовали до создания водохранилищ на порожисто-водопадных участках как в долине Выга, так и других крупных рек Карелии. Аварийные спуски воды через высокие водосливные плотины могли усиливать разрушительное воздействие потока на его коренное ложе. Образование эворзионных микроформ у порога Маткожня является частично техногенно обусловленным. Карельские кавитационно-эворзионные комплексы форм могут рассматриваться как миниатюрные аналоги гигантских позднеплейстоценовых скэблендов северо-запада США, Скандинавии, Алтая.

Изложены результаты изучения морфодинамики денудационных склонов и надводной части береговой зоны бухты Нагаева, а также расстояний и скоростей продвижения восточной береговой линии в сторону суши в период с 1939 по 2016 г. Основные методы работы – морфографический и морфометрический с использованием аэрофотоснимков разных лет залета, современных орбитальных изображений и снимков. Установлено, что морфоструктура южного и северного берегов бухты Нагаева определяется активными разломами субширотного простирания, которые обрамляют бухту. Примыкающие к берегам полигенетические горные склоны различаются длиной и углом наклона поверхности. Склоны покрыты активными курумами, которые сползают в сторону бухты. В нижней части северного склона проходит зона Нагаевского активного разлома, которая обусловила высокую динамику склоновых процессов с преобладанием активных курумов и поверхностных оползней. Северный склон подрезан дорожными и строительными работами при сооружении морского порта и прокладке Портового шоссе. Вследствие этого здесь широко распространены техногенно возбужденные поверхностные оползни, горные обвалы и осыпи, часто нарушающие движение по шоссе. Таким образом, территория морского торгового порта и Портовое шоссе находятся в зоне риска внезапного схода с горных склонов крупнообъемных масс обломочного материала. Восточная береговая зона образована береговым уступом, сложенным рыхлыми отложениями нагаевской толщи, пляжем неполного профиля, литоралью, ширина которой в максимум отлива достигает 200–250 м. Морская граница зоны проходит на расстоянии около 500 м от берегового уступа. Восточный берег активно продвигается в сторону г. Магадана. За период с 1939 по 2016 г. он сместился на 56 м со средней скоростью 0.73 м/год. В течение первого этапа (1939–1974 гг.) он продвинулся на 29.0 м со средней скоростью около 0.83 м/год. В течение второго этапа (1974–2016 гг.) наблюдается замедление смещения берега, составившее около 27.0 м при средней скорости 0.64 м/год. В последние годы на восточном берегу бухты Нагаева ведутся крупномасштабные работы по укреплению берега и защите его от абразии путем возведения волноотбойной стены. В связи с этим происходит нарушение сложившегося динамического равновесия береговых процессов, что в конечном счете приведет к полному исчезновению пляжа, а на оставшихся не защищенными участках берега – к усилению абразии и более быстрому продвижению береговой линии в сторону города.

Палеогидрологическая обстановка в Ростовской низине (Ярославская область) является предметом многолетних дискуссий. Представления о голоценовых колебаниях уровня озера Неро существенно расходятся у разных авторов. Нами исследовано строение донных отложений и рельефа дна в наиболее глубокой северо-восточной части акватории озера. Проведена батиметрическая съемка. Выполнены бурение с отбором ненарушенных колонок, георадарное профилирование, радиоуглеродное датирование и комплекс литологических анализов. Стратиграфические несогласия в строении донных отложений указывают на падение уровня озера в позднеледниковье и раннем голоцене. Глубина падения достигала отметки 87 м абс., что на 7 м ниже современного уровня воды в озере. Размеры озера на этом этапе сокращались в несколько раз. С 9.0 до 6.5 тыс. л. н. установлен трансгрессивный этап: средний многолетний уровень озера мог подниматься до 91–94 м абс., что близко к современным показателям. В интервале от 6.5 до 2.4 тыс. л. н. фиксируется снижение уровня на 1–3 м ниже современного. Затем начинается постепенный рост уровня вплоть до достижения современных значений 300–500 л. н. Основной фактор колебания уровня озера Неро в голоцене – изменение высоты порога стока, вызванное вертикальными деформациями речных русел Устья, Которосли и Вексы. Эти деформации были связаны как с региональными изменениями флювиальной активности, так и с процессами саморазвития русловых систем.

В результате первого комплексного исследования строения и морфологии ледникового рельефа Городокской возвышенности, расположенной на северо-востоке Беларуси, проводившегося с использованием литолого-стратиграфического, петрографического и морфометрического методов, установлено, что образование возвышенности предопределено поднятием в кровле пород верхнего девона. Это поднятие дочетвертичной поверхности надстраивают среднеплейстоценовые ледниковые отложения, содержащие гляциодислокации и отторженцы. Наличие такого поднятия привело к формированию возвышенности в ледораздельной зоне между чудским и ладожским ледниковыми потоками последнего оледенения. В результате во время максимального распространения последнего ледникового покрова в центре возвышенности начало формироваться моренное плато с камами. Во время лепельской фазы (18–20 тысяч календарных лет назад (тыс. кал. л. н.), едровская в России, грудаская в Литве и познаньская в Польше) от периферии к моренному плато продвигались лопасти чудского и ладожского ледниковых потоков. Всего произошло шесть выраженных осцилляций ледникового края, в результате которых были образованы цепочки холмистого и грядового конечно-моренного рельефа. Позже, во время браславской фазы (16–18 тыс. кал. л. н., вепсовская в России, балтия в Литве и померанская в Польше), был сформирован холмистый конечно-моренный рельеф на северо-западном и северо-восточном склонах возвышенности. В это же время в результате таяния льда были образованы крупные ложбины стока, пересекающие возвышенность в меридиональном направлении. Результаты исследования имеют значение для рационального проведения геолого-съемочных и поисковых работ на минеральное строительное сырье в пределах ледораздельных зон последнего оледенения.

На основе дешифрирования космических снимков и маршрутных исследований в долине установлены три разновозрастных комплекса морен, четко различающихся по морфологическим признакам. Самый древний – в низовьях р. Евъваям близ побережья Берингова моря, его морены характеризуются плохой сохранностью и значительно эродированы. В среднем течении выделяется хорошо выраженный в рельефе комплекс из трех более молодых и лучше сохранившихся моренных гряд (45, 62–72 и 87–95 м над у. м.), на которых сформировался маломощный почвенный покров. Самые молодые морены встречены в верховьях долины р. Евъваям на отметках 240–320 м над у. м., где они образуют продольные гряды – “языки”. Степень сохранности, морфология и размеры исследованного ледникового комплекса с учетом опубликованных данных по сопредельным районам указывают, что оледенение территории имело горно-долинный характер и максимальных размеров ледник, видимо, достигал в начале позднего плейстоцена, когда он выходил за пределы долины р. Евъваям к побережью. Морены в центральной части долины и в ее верховьях сформированы ледниками конца позднего плейстоцена, которые имели меньший масштаб. Область их питания в этот период ограничивалась серией ледниковых цирков и каров центральной части Пылгинского хребта. В настоящее время в цирках на отметках от 410 м до 720 м над у. м. также наблюдаются небольшие ледники, продолжающие формировать современные морены.