Взаимодействие рельефообразующих литопотоков и методы их картографического отображения (на примере горного алтая)
На правах рукописи
ГУСЛОВА Наталья Владимировна ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ РЕЛЬЕФООБРАЗУЮЩИХ ЛИТОПОТОКОВ И МЕТОДЫ ИХ КАРТОГРАФИЧЕСКОГО ОТОБРАЖЕНИЯ (на примере Горного Алтая) 25.00.25 – геоморфология и эволюционная география
АВТОРЕФЕРАТ
диссертации на соискание ученой степени кандидата географических наук
Томск – 2006
Работа выполнена в ГОУ ВПО «Томский государственный университет» в Институте мониторинга климатических и экологических систем СО РАН
Научный консультант: доктор географических наук, профессор А.В. Поздняков
Официальные оппоненты: доктор географических наук, профессор Г.Я. Барышников кандидат геолого-минералогических наук, доцент С.В. Парначев
Ведущая организация: Институт земной коры СО РАН (г. Иркутск)
Защита состоится 14 июня 2006 г. в 16 час. на заседании диссертационного совета Д 212.267.15 при Томском государственном университете по адресу:
г. Томск, пр. Ленина
С диссертацией можно ознакомиться в Научной библиотеке Томского госу дарственного университета.
Автореферат разослан « 13 » мая 2006 г.
Ученый секретарь диссертационного совета кандидат географических наук, доцент Т.В. Королева
ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ
Актуальность темы. Одним из направлений изучения закономерностей динамики рельефа является учение о литопотоках, основы которого были заложены в трудах В.В. Лонгинова (1972), Н.А. Флоренсова (1978). Эти уче ные, в частности, выделили две ветви литопотоков - экзогенную и эндоген ную, за счет которых осуществляется круговорот вещества в земной коре.
Отдавая должное заслугам основоположников учения о литопотоках, обра щаем внимание на то, что в их работах можно найти объяснение динамики глобальных форм рельефа, названных И.П. Герасимовым (1965) геотектура ми. В развитии же морфоскульптуры определяющими являются процессы пространственного перераспределения вещества на поверхности Земли, осу ществляющиеся исключительно экзогенными процессами. Эндогенные силы в них проявляют себя опосредованно, участвуя в создании первичного энер гетического базиса – гравитационного потенциала.
Изучая процессы геоморфодинамики, происходящие в результате лито потоков экзогенного происхождения, А.В. Поздняков (1988, 2003) выявил, теоретически доказал и подтвердил фактическим материалом, что формы рельефа и создающие их литопотоки образуют саморегулирующиеся разно порядковые геоморфосистемы (ГМС). Причем любая из ГМС формируется и развивается за счет неразрывного действия двух типов литопотоков: за счет одних ГМС образуются, они названы F-потоками;
одновременно действуют литопотоки, ведущие к деградации ГМС, названные D-потоками (Поздняков, 2003). Эти теоретические идеи положены в основу данного диссертационно го исследования, проводившегося на примере рельефа Горного Алтая. Про блема формирования ГМС рассматривалась в трех теоретически и практиче ски актуальных аспектах: количественная характеристика взаимодействую щих рельефообразующих литопотоков;
роль тектонических перекосов блоков малой величины в динамике эрозионно-аккумулятивных процессов в доли нах рек;
методы картографического отображения процессов геоморфодина мики.
Задачи исследования 1. Проанализировать основные идеи о литодинамических потоках и оп ределить методы расчета расходов вещества в них.
2. Провести морфометрический анализ территории Горного Алтая;
при этом, рассматривая эндогенную составляющую процессов рельефообразова ния как совокупность вертикальных сводово-блоковых и горизонтальных движений, установить геоморфологическую роль тектонических перекосов поверхности в формировании рельефа.
3. Составить карту геоморфотектоники на район исследования.
4. Проанализировать современные подходы к геоморфологическому кар тографированию, в том числе к составлению карт геоморфодинамики, пред ложить свою легенду к ним, разработав принципы их составления.
5. На примере картографирования ключевого участка, в качестве которо го был выбран бассейн нижнего течения р. Чуи и прилегающей территории долины Катуни, показать практическую значимость применения идеи о ли тодинамических рельефообразующих потоках в геоморфологических иссле дованиях.
Фактический материал. В основу диссертации положены результаты полевых работ по изучению геоморфологического строения бассейна нижне го течения р. Чуи и прилегающего участка долины р. Катуни, Курайской кот ловины, а также по изучению толщ аллювиальных отложений долины р. Ка туни в ее среднем течении. Работы проводились автором в составе экспеди ций, организованных Лабораторией самоорганизации геосистем Института мониторинга климатических и экологических систем СО РАН в полевые се зоны 2002–2005 гг. под руководством проф. А.В.Позднякова. Инструмен тальные наблюдения проведены стандартными приборами в соответствии с общепринятой методикой. Проанализированы и обработаны также фондовые литературные и картографические материалы.
Значительный объем фактического материала был получен автором в ре зультате работы по гранту Минобразования России (№ А 03 – 2.13 – 125) «Методы картографического отображения динамики геосистем» (2003 – гг.);
по интеграционному проекту СО РАН (№ 124) «Геоинформационные ресурсы Алтайского экорегиона как основа для мониторинга, моделирования и прогнозирования динамики взаимодействия «человек-окружающая среда» (Алтайский экорегион)» (2003 – 2005 гг.);
гранту РФФИ (№ 05 – 05 – 64182 – а) «Формирование горно-долинных озерных бассейнов в Алтае-Саянской горной области вследствие неотектонических перекосов поверхности» ( – 2007 гг.).
Научная новизна 1. На примере строения рельефа Горного Алтая предложены методы ко личественной оценки расходов вещества в рельефообразующих литопотоках.
2. Впервые практически обоснована роль тектонических перекосов в из менении динамики эрозионно-аккумулятивных процессов и доказана прин ципиальная возможность формирования тектонических подпруд и формиро вания горно-долинных озерных бассейнов в Алтайской горной системе.
3. На основе идей о литодинамических потоках разработаны новые принципы и методические подходы к составлению карт геоморфодинамики.
4. Проведен морфометрический анализ территории Горного Алтая и дана характеристика геоморфологического строения (с учетом антропогенной со ставляющей) бассейна нижнего течения р. Чуи и прилегающего участка до лины Катуни, с определением количественных характеристик рельефа и рельефообразующих процессов.
Основные положения, выносимые на защиту 1. Базисная поверхность и рельеф Горного Алтая образовались в результа те взаимоуравновешивающего взаимодействия эндогенного и эрозион но-денудационного литопотоков.
2. Тектонические перекосы блоков базисной поверхности Горного Алтая являлись причиной существенного изменения интенсивности эрозионно аккумулятивных процессов и формирования горно-долинных озерных бассейнов.
3. Карты геоморфодинамики, составляемые на основе отображения раз личных типов литопотоков, включая потоки, инициируемые техноген ными процессами, раскрывают закономерности исторического развития рельефа и являются основой для прогнозирования его динамики.
Публикации и апробация работы. Основные положения диссертации опубликованы в 10 работах. Отдельные результаты работы были доложены на научных собраниях: на конференции «Проблемы геологии и географии Сибири» (Томск, 2003);
на II Региональной молодежной школе-семинаре «Роль географии в решении экологических проблем современности» (Томск, 2003);
на Всероссийских молодежных школах-семинарах «Проблемы устой чивого развития в географической науке и образовании» (Томск, 2004) и «Теоретические и прикладные вопросы современной географии» (Томск, 2005);
на XXVIII Пленуме Геоморфологической комиссии РАН «Рельефооб разующие процессы: теория, практика и методы исследования» (Новоси бирск, 2004);
на Иркутском геоморфологическом семинаре «Рельеф и чело век» (Иркутск, 2004);
на Российско-Германской конференции «Александр фон Гумбольдт и проблемы устойчивого развития Урало-Сибирского регио на» (Тюмень, 2004);
на научной конференции «Проблемы непрерывного гео графического образования и картография» (Винница, Украина, 2004);
на XII Совещании географов Сибири и Дальнего Востока (Владивосток, 2004).
Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения и приложений. Во введении рассматриваются актуальность, задачи работы, ее научная новизна, основные защищаемые положения. Пер вая глава посвящена общетеоретическим аспектам формирования рельефа и взаимодействию сил рельефообразования. В ней изложены представления о литодинамических потоках и рассмотрены методы определения расхода ве щества в них применительно к эрозионной и денудационной системам. Вто рая глава посвящена морфотектонике Горного Алтая. В главе проанализиро вана новейшая морфотектоническая структура региона, описаны основные механизмы формирования горной страны.
В третьей главе рассмотрены особенности взаимодействия эндогенных и эрозионно-денудационных процессов, геоморфологическая роль тектониче ских перекосов поверхности, раскрыта принципиальная возможность горно долинных озерных бассейнов. Четвертая глава посвящена методам картогра фического отображения процессов геоморфодинамики. В ней отражены ос новные этапы формирования взглядов на принципы геоморфологического картографирования, составление карт геоморфодинамики и легенд к ним, представлены подходы к геоморфологическому картографированию с пози ции идеи о литодинамических потоках. В заключении предложены основные выводы по проделанной работе.
Общий объем работы составляет 150 страниц текста, содержащего рисунков, 2 карты и 20 таблиц. Список литературы включает 141 наименова ние.
Автор выражает глубокую благодарность сотрудникам лаборатории Са моорганизации геосистем ИМКЭС СО РАН и кафедры географии ТГУ за доброе, внимательное отношение и значительную помощь в проведении ис следований.
ОСНОВНЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ, ВЫНОСИМЫЕ НА ЗАЩИТУ 1. Базисная поверхность и рельеф Горного Алтая образовались в результате взаимоуравновешивающего взаимодействия эндоген ного и эрозионно-денудационного литопотоков.
Данное защищаемое положение рассмотрено в первой главе диссертаци онной работы. В основу положен теоретический и фактический материал различных исследователей, обобщенный автором, а также собственные раз работки и расчеты. Для раскрытия сути защищаемого положения произведен анализ базисной и вершинной поверхностей Горного Алтая и составлена кар та геоморфотектоники 1:500000 м-ба на всю его территорию. На карте отра жено высотное положение базисной и вершинной поверхностей, а также объ ем вещества земной коры (ЗК), выведенного в сферу эрозионной деятельно сти (км3/км2), величина разгрузки ЗК за счет эрозионных процессов (кг/см2), тектонические разломы.
Все генетически разнородные формы рельефа можно рассматривать как открытые динамические системы, обменивающиеся со средой веществом (М), энергией (Е) и информацией (I) – MEI. Любая форма рельефа, начиная с планетарной (Земля) и заканчивая нанорельефом, как геоморфодинамическая система, есть результат взаимодействия F- и D-литопотоков. Важным обстоя тельством является то, что образование D-потоков инициируется F-потоками и расход вещества в D-потоках (Qd) в течение характерного времени (ТХР) развития форм рельефа не может быть больше такового в F-потоках (Qf). В диалектическом взаимодействии F- и D-литопотоков устанавливаются сле дующие закономерные соотношения:
при Qf 0, Qd Qf формы рельефа находятся в близком к динамически равновесному режиму развития;
при Qf =0, Qd 0 формы рельефа уничтожаются, заменяясь эквипотен циальной поверхностью с качественной заменой генетических типов литопо токов (например, дефляцией, суффозией и пр.).
Согласно представлениям автора, оба типа потоков являются необрати мыми и, следовательно, создаваемые ими формы рельефа относятся к числу неравновесных систем.
При наличии длительно действующего источника энергии геоморфоси стемы приближаются к состоянию динамического равновесия, что осуществ ляется через обратную отрицательную связь, которая способствует восста новлению системы после нарушения ею равновесия. Такой подход позволяет рассматривать формы рельефа как саморегулирующиеся геоморфосистемы, полнее раскрывать суть процессов геоморфодинамики, в том числе и карто графическими способами.
Опираясь на изложенные положения, автором рассмотрены принципы взаимодействия двух систем литопотоков на примере характеристики релье фа Горного Алтая, как в целом, так и при детальном рассмотрении на приме ре строения Чуйско-Катунского геоморфологического узла. С этой целью рассмотрены методы определения расходов вещества в литопотоках.
В формировании рельефа Земли участвуют две больших саморегули рующихся и взаимосвязанных системы: эрозионная и денудационная, источ ником энергии и вещества для которых, с одной стороны, являются тектони ческие движения, создающие гравитационный потенциал;
а с другой - сол нечная энергия, действующая через атмо-гидросферу, колебания температу ры горных пород и пр.
Эрозионная система. В ней в качестве внешнего регулирующего пара метра выступает эндогенный F-поток вещества, а регулируемого – объем ве щества земной коры, заключенный между базисной поверхностью и поверх ностью геоида. Этим объемом определяются уклоны рек, а через них ско рость течения и их транспортирующая способность в целом. Объем склады вается из двух составляющих: мертвого объема (Vm), необходимого для соз дания уклона, и деятельного объема (Vd), равного Vd =hS, где h(t) – вели чина прироста вещества за счет эндогенных процессов;
S – площадь базисной поверхности.
Таким образом, устанавливается взаимодействие: если возрастает расход воды в реке, а, следовательно, увеличивается и скорость течения, и эроди рующая способность, то Vm уменьшается. Если расход воды не меняется, ос тается постоянным, а растет h(t), то увеличивается уклон, а, следовательно, и влекущие силы. В случае же когда h(t) уменьшается, то для перемещения вещества необходимо увеличение расхода вода.
Роль F-потока в данной системе выполняют тектонические движения (эндогенные силы), а D-потока – эрозионно-аккумулятивный процесс. В роли своеобразного показателя равновесия между тектоническими и эрозионными процессами выступает базисная поверхность, ее морфология, иначе - изме нение высоты поверхности по площади. Количественные характеристики ба зисной поверхности можно представить как результат вычитания объема во доразделов из общего объема вещества, выведенного эндогенными процес сами над эквипотенциальной поверхностью, базисная поверхность имеет морфологическое сходство с продольными профилями рек.
Для поддержания баланса расходов вещества в реках и в эндогенном по токе необходим определенный объем вещества (Гуслова, 2004 б). Он равен объему вещества земной коры, выведенному в сферу эрозионной деятельно сти, заключенному между поверхностью геоида и базисной поверхностью, выражающемуся в м3 на единицу площади.
Динамический баланс расходов вещества в эндогенном и экзогенном ли топотоках на территории Горного Алтая образовал базисную поверхность, высотные отметки которой изменяются от 200 до 2400 м и более в направле нии с северо-запада на юго-восток (см. рис.1). Объем вещества, заключенный между базисной поверхностью и поверхностью геоида, изменяется от 0,5 до 2,5 км3/км2 (Гуслова, 2005 а). По простиранию продольных профилей базис ная поверхность делится на динамически равновесные зоны (см. рис. 1).
B Высота, м м 1к Тектонический разлом, отделяющий A Сибирскую плиту от Горного Алтая 3000 _ h р. Чуя е 2400 ть и Ус Чу 1600 C р. р. Катунь + h 800 я та Динамически равновесная зона Ал 0 выноса вещества Динамически равновесная D ас Динамически равновесная Ф зона транзита зона аккумуляции 0 100 Длина, км 200 300 400 Рис. 1. Высотное положение базисной поверхности Горного Алтая. Фрагмент построен по продольным профилям системы рек Чуи и Катуни.
Пространственное соотношение динамически равновесных зон.
АBCD – базисная поверхность Для определения расхода вещества в эрозионной системе необходимо знать расходы в эндогенном и экзогенном литопотоках.
Расход Qf – вещества в эндогенной ветви потока равен: Qf =SН(t), где S – площадь базисной поверхности, Н(t) – скорость тектонического поднятия.
Расход Qd– вещества в экзогенной ветви потока равен: Qd=Sh(t), где S – площадь поверхности, образуемая склонами, а h(t) – скорость эрозии.
Таким образом, расход вещества в эрозионной системе будет склады ваться из разницы расходов вещества в экзогенной (D-поток) и эндогенной (F-поток) ветвях литопотока и будет соответствовать произведению:
Qfd = Sh(t), где h(t) – разница в скоростях поднятия и эрозии (Гуслова, 2004 в).
Например, скорость эрозии в нижнем течении реки Чуи, по нашим под счетам, составляет 1,2 мм/год. Исходя из вышесказанного, можно полагать, что примерно с такой же скоростью происходит поднятие водораздельных хребтов. Примем скорость поднятия за величину, равную 1,4 мм/год. В этом случае расход вещества в эрозионной системе, при площади горизонтальной поверхности 60 км2, будет равен 12000 м3/год.
Скорости тектонических и эрозионных процессов, а следовательно, и расходы вещества в эндогенной и эрозионной ветвях литопотоков, не могут бесконечно оставаться неизменными. Это находит отражение в строении продольных профилей. При уменьшении расхода вещества в эндогенном ли топотоке продольный профиль выполаживается, влекущая сила водного по тока уменьшается, а удерживающая сила увеличивается. Происходит замед ление эрозионно-аккумулятивного процесса, то есть уменьшение расхода вещества в эрозионном литопотоке. Увеличение скорости поступления веще ства в эндогенном литопотоке функционально обусловливает увеличение ук лонов продольных профилей и, следовательно, влекущей силы водных пото ков. Происходит увеличение расхода вещества в эрозионной ветви D- лито потока. Таков механизм саморегулирования между F- и D-литопотоками в эрозионной системе.
Денудационная система. Образование и функционирование денудаци онной системы напрямую связано с экзогенным литопотоком, разделяющим ся на две составляющие: эрозионную и денудационную. С эндогенным лито потоком в данном случае связь косвенная. Ее наличие определяется через эрозионно-аккумулятивную деятельность водных потоков. Таким образом, в качестве F-потока в данной системе выступают эрозионные процессы, опре деляющие объем вещества, выводимого в сферу гипергенеза;
а роль D-потока выполняют процессы выветривания и денудации.
Регулируемым параметром в данном случае является объем вещества земной коры (Vd), ограниченный склонами и базисной поверхностью и опре деляемый вычитанием Vd = Vs – Vr, где Vs – объем вещества, заключенный между вершинной поверхностью и базисной;
Vr – объем вещества, вынесен ного в процессе формирования долинной сети (рис. 2).
Высота (м) й хр.
Северо-Чуйски ь ост по в ер хн ная C Вершин 2800 х р.
Айгулакский B к D то по по то D Челикташ к Шавлв A Ба зи сть D сн F - поток о рхн ая ове п E F - поток F - поток Чуя W Длина (км) 10 W4 BCE ABCDE 1 2 Рис. 2. Схема взаимодействия F и D-потоков в денудационной системе, осложнен ной процессами нагрузки-разгрузки земной коры: F-поток – эрозионные и тектони ческие процессы;
D-поток – процессы выветривания и денудации;
1 – направление действия процессов нагрузки-разгрузки;
2 – объем вещества, заключенный между вершинной и базисной поверхностями, за вычетом объема долин;
3 – зона статиче ской нагрузки;
4 – зона выпирания, растрескивания пород;
5 – зона эрозионно денудационной разгрузки Функции управления динамикой форм рельефа (какими должны быть размеры: их высота, крутизна склонов, объем) выполняют эрозионные и тек тонические процессы, конкретно – величина, определяемая соотношением скорости вертикальных движений и врезания рек, которыми контролируется крутизна склонов и, следовательно, скорость денудации.
В роли своеобразного показателя равновесия между тектоническими и эрозионными процессами, с одной стороны, и денудационными процессами – с другой, выступает поверхность склонов, созданная в результате врезания водных потоков. Интенсивность этого врезания изменяется в зависимости от изменений уклонов земной поверхности, вызываемых тектоническими дви жениями.
Крутизну склонов можно представить как равнодействующую двух сил:
скорости врезания рек (или скорости эрозии) и скорости выветривания и де нудации. При врезании рек в течение некоторого промежутка времени выра батывается поверхность склона определенной формы и крутизны, способст вующая удалению вещества, выведенного в сферу денудационной перера ботки.
Для самоорганизации пространственного перераспределения продуктов выветривания денудационными процессами необходимо определенное коли чество вещества – это объем вещества ЗК, заключенный между базисной по верхностью и вершинной, который определяется вычитанием из общего объ ема суммы объема всех долин и впадин. Искомый объем зависит от скорости тектонических процессов и интенсивности эрозионных процессов. Для тер ритории Горного Алтая объем вещества, заключенный между базисной и вершинной поверхностями, изменяется от 0,5 км3/км2 до 3 км3/км2 (см. таб лицу).
Соотношение некоторых морфометрических показателей рельефа Горного Алтая с высотными уровнями (составлена по карте морфотектоники Горного Алтая) Низкогорье Среднегорье Высокогорье Высотные уровни Морфометрические показатели Высота, м 600 – 1300 1800 – 2600 Высота базисной поверхности, м 200 – 900 1000 – 1300 1400 - Объем вещества ЗК, заключенный 1 1 – 1,5 1,5 – 2, между базисной поверхностью и по верхностью геоида, км3/км Глубина долин, м 300 – 600 700 – 1000 1000 - Величина превышения вершинной 400 - 700 800 – 1300 1600 и поверхности над базисной, м Объем вещества ЗК, заключенный 0,5 0,5 – 1,5 1,5 - между поверхностью склонов и ба зисной поверхностью, км3/км Средняя величина разгрузки ЗК, 90 – 180 190 – 270 280 – кг/см Определение расхода Qf вещества в F-потоке (в качестве которого в дан ном случае выступает эрозионно-аккумулятивный процесс) основывается на установленной закономерности (Поздняков, 1996), согласно которой, вне за висимости от глубины врезания рек, высота рельефа и густота расчленения при одной и той же крутизне склонов и площади поверхности рельефа оста ются неизменными. Отсюда, площадь поверхности склонов при cosa=conct, S=S0/cosa, а расход вещества в F-потоке будет равен Qf = Sh(t);
где h – разница скоростей поднятия и эрозии. Чтобы определить расход вещества (QD) в D-потоке (в роли которого выступает денудационный процесс), необ ходимо вычислить объем продуктов выветривания (V), денудируемых с еди ницы площади, м3/год, что представляется как произведение мощности m де нудируемого слоя на площадь S поверхности склонов: V=mS.
В общем виде расход Qd – вещества за единицу времени в D-потоке оп ределяется как Qd =Sm(t).
Таким образом, расход вещества в денудационной системе будет скла дываться из разницы расходов вещества в F- и D-потоках и соответствует произведению Qfd = S(h-m) за единицу времени.
Количественные данные расхода вещества в денудационной системе оп ределены для того же участка, что и расход в эрозионной системе. Так, ско рость врезания р. Чуи в нижнем течении составляет 1,2 мм/год, а скорость тектонического поднятия водораздельных хребтов (отрогов Айгулакского и Северо-Чуйского) – 1,4 мм/год. Принимая во внимание данные Б.М. Богач кина (1981), будем полагать, что скорость денудации Айгулакского и Северо Чуйского хребтов соизмерима со скоростью денудации Курайского хребта и составляет 0,06 мм/год. В этом случае расход вещества в денудационной сис теме, при площади поверхности 64 км2, будет составлять 8960 м3/год.
Общий принцип саморегулирования в денудационной системе, в частно сти при формировании склонов, такой же, что и при формировании продоль ного профиля рек.
2. Тектонические перекосы блоков базисной поверхности Горного Алтая являлись причиной существенного изменения гидродина мики рек, интенсивности эрозионно-аккумулятивных процессов и формирования горно-долинных озерных бассейнов.
В третьей главе диссертационной работы обосновывается принципиаль ная возможность формирования подпруд и установления озерных режимов в горных долинах вследствие тектонических перекосов поверхности. В осно ву доказательства положен фактический материал, полученный автором в ре зультате анализа картографических данных и полевых экспедиционных ис следований. Произведен анализ продольных профилей рек Чуи, Катуни, Чу лышмана, Бии и Телецкого озера.
Долины рек Катуни и Чуи имеют сложное геоморфологическое строе ние. Они заложены по тектоническим разломам северо-западного простира ния, но, кроме того, долины секутся вкрест субширотными разломами. Во многих местах долин этих рек установлены озерные отложения. На вопрос о причине формирования горно-долинных озер, пока нет однозначного ответа.
В основном исследователи сходятся во мнении, что их образование обуслов лено тектоническими опусканиями (Чуйский бассейн) или ледниковыми подпрудами (Девяткин, 1965;
Ефимцев, 1968;
Богачкин, 1981;
Бутвиловский, 1993;
Окишев, 1997;
Ивановский, 1998;
Парначев, 1999).
Влияние тектонических перекосов на изменение динамики эрозионной деятельности связано с особенностями строения продольных профилей вод ных потоков. Как известно (Дэвис, 1962;
Девдариани, 1967), продольные профили рек характеризуются закономерным строением и в своем развитии стремятся к некоторому идеальному состоянию, проходя две стадии: стадию, названную А.С. Девдариани (1967) иррегулярным режимом развития, и ста дию регулярного режима (профиля равновесия, по Дэвису, 1962). В стадии выработанного профиля равновесия (регулярного режима) продольный про филь по форме приближается к циклоиде.
Главной морфологическй особенностью продольного профиля реки в этой стадии являются резкие различия в соотношении его длин: длины, при ходящейся на более крутую часть в верховьях, и длины всей остальной части.
Протяженность наиболее выположенной части среднего и нижнего течения продольного профиля реки, характеризующейся уклонами продольного про филя в тысячные доли градусов, в несколько раз больше протяженности вер ховий, где уклоны продольного профиля возрастают до нескольких градусов.
Этим определяется явная неравнозначность влияния тектонических движе ний на эрозионную и транспортирующую способность реки. Отклонение продольного профиля реки от идеальной формы на участках, не имеющих значительных аномальных изменений уклонов вогнутой кривой, обычно свя зано с неодинаковой сопротивляемостью пород размыву, с изменением вод ности вследствие впадения крупных притоков, с деятельностью человека, а также с активными новейшими тектоническими движениями.
Абсолютная величина вертикального перемещения различных частей продольного профиля русла реки в результате тектонического перекоса про порциональна их удаленности от оси вращения блока. Поэтому изменение гидродинамических характеристик вследствие тектонических перекосов на разных участках продольного профиля будут различными. В верховьях, имеющих средние уклоны в несколько градусов, перекос в десятые доли градусов не вызывает существенного изменения гидродинамических харак теристик водных потоков и интенсивности их эрозионной деятельности.
В то же время в средней и нижней частях продольного профиля, имею щих средние уклоны в сотые и тысячные доли градусов, тектонические пере косы в десятые доли градусов ведут к коренным изменениям гидродинамиче ского режима реки, вплоть до образования озерного бассейна или спуска ра нее существовавшего озера, в зависимости от того, какую направленность имеет перекос поверхности.
Изменение гидродинамических характеристик и эрозионно аккумулятивных процессов в руслах рек и в целом в их долинах будет тем более существенным, чем большую протяженность имеет блок. В любом случае, если величина тектонических перекосов блоков превысит в градусах величину уклона продольного профиля реки и не будет компенсирована эро зией, сформируется тектоническая подпруда и образуется озеро.
Вероятно, подпруживание, связанное с флювиогляциальными процесса ми, как утверждают многие авторы, также имело место, но, несомненно, зна чительную роль в формировании горно-долинных озер играли перекосы по верхности, ведущие к образованию тектонической подпруды. Проверка воз можности формирования своеобразных тектонических подпруд и, как след ствие этого, установления озерного режима выполнялась на примере строе ния продольных профилей рек Горного Алтая: Катуни, Чуи, Чулышмана, Бии и Телецкого озера.
Продольный профиль речной системы «Чуя-Катунь» построен от исто ков р. Чуи до устья Катуни и имеет длину около 600 км. За истоки р. Чуи принято считать начало р. Богуты, находящееся в 9 км от горы Богуты. Ниже, на протяжении 62 км, река носит название Юстыд (Ресурсы поверхностных вод СССР…, 1966). Общее падение высот составляет примерно 3400 м или 5,6 м/км. Построенный нами продольный профиль пересекает практически всю территорию Горного Алтая с юго-востока на северо-запад. На профиле можно выделить несколько участков по преобладающим углам наклона (от – 90 до 0,080). Интерес представляет наличие нескольких участков с ярко вы раженными перепадами высот. Это приустьевые части рек Майма, Чуя, Ма шей, Чаган-Узун. Все они приурочены к зонам тектонических разломов, ко торые вкрест секут русла рек. Видимо, дифференцированными движениями по тектоническим разломам и обусловлено образование этих участков.
Продольный профиль русел системы рек «Чуя-Катунь» практически од нозначно указывает на наличие нескольких тектонических блоков, испытав ших перекосы: Чуйский, Курайский, Яломанский, Чемальский и Нижнека тунский (рис. 3).
Высота, м Чуйско-Курайский озерный бассейн р. Чаган-Узун Катуниский горно-долинный бассейн р. Чибитка Устье р. Чуя р. Б.Яломан ФАС АЛТАЯ Устье р. Катунь р. Чемал р. Майма Курайский Чуйский блок 400 блок Яломанский блок 400 Д ли н а, км 100 200 300 Чемальский блок 3 5 Нижнекатунский блок 1 Рис. 3. Предполагаемое положение продольного профиля русел системы рек «Чуя Катунь» после тектонических перекосов блоков: 1 – положение продольного профиля до тектонических перекосов;
2 – положение продольного профиля после тектонических перекосов;
3 – тектонические разломы, вдоль которых происходят тектонические под вижки;
4 – направления движения перекосов;
5 – направления движения тектонических блоков;
6 – установленное положение озерного бассейна Такое строение продольного профиля русел рек Чуи и Катуни позволяет говорить о следующем. Можно предположить, что в результате тектониче ских движений Курайский блок был поднят на 450 м. Поднятие сопровожда лось перекосом поверхности блока: край, расположенный выше по течению, был опущен, а противоположный – приподнят. Кроме этого, произошло опускание Чуйского блока в верховой части долины. Эти события привели к образованию Чуйско-Курайского озерного бассейна.
Ниже по течению рек Чуи и Катуни Чемальский блок, подобно Курай скому, был приподнят на 400 м;
при этом край блока, расположенный выше по течению, был опущен, а противоположный – приподнят, что привело к формированию Катунского горно-долинного бассейна. Установлению озер ного режима в долинах рек Чуи и Катуни способствовало формирование тек тонических подпруд в районе устья р.Чибитки и в районе с.Маймы. Расчет ным путем установлено, что при таком строении профиля для образования ряда разобщенных озерных бассейнов достаточно, чтобы произошел перекос блоков всего в 0,10. По нашему мнению, таковы же причины образования Те лецкого озера.
Телецкое озеро, один из знаменитейших объектов Горного Алтая, из давна привлекает внимание исследователей. В частности, до сих пор остается открытым вопрос о происхождении котловины озера. На этот счет сущест вуют разные точки зрения.
Наиболее распространенным является мнение о том, что котловина озера представляет собой грабен субмеридионального направления, опущен ный относительно окружающих поднятий на 1700 – 2300 м (Николаев, 1962;
Богачкин, 1981;
Новиков, 2004 и др.). Предполагается, что котловина озера образовалась в результате активных неотектонических движений вдоль Чу лышманского разлома, когда произошло растяжение земной коры и возникло узкое грабеноподобное образование между серией крупных разломов (Чиков и др., 2004). То есть котловина озера по способу ее образования отождеств ляется с известными континентальными рифтами (Физико-географическая…, 2001;
Бондаренко, 1971).
Существует мнение и о том, что на образование Телецкого озера оказа ло влияние позднеплейстоценовое оледенение, ледники которого спускались в долину и обрабатывали тектоническую впадину (Кислицын, 2002). Некото рые ученые считают, что Телецкое озеро представляет собой затопленный участок р.Чулышман (Ефимцев, 1968;
Малолетко, 2004).
С целью рассмотрения возможности формирования Телецкого озера за счет тектонических перекосов блоков, нами проведен анализ продольного профиля р.Чулышман – Телецкое оз. – р. Бия и результатов батиметрических исследований (Физико-географическая…, 2001). Профиль имеет длину км. Уклоны поверхности изменяются в среднем от 0,0170 до 0,10, а в преде лах котловины озера уклоны составляют 20. Общие перепады высот профиля достигают 2000 м. Уклоны продольного профиля русла Чулышмана, без рез ких перепадов высот, изменяются от 0,0450 до 0,570, превышение составляет 1846 м. Перед впадением реки в озеро она бифуркирует (разделяется на рука ва) и врезается в собственные отложения (конус выноса реки).
Крайний южный участок продольного профиля озера представлен усту пом. Северная часть профиля дна озера имеет обратный угол наклона, рав ный 0,35.
Согласно нашей гипотезе, если привести территорию к прежнему виду, то есть повернуть блок в пределах Телецкого озера всего на 0,350, то озеро вытечет из котловины. Как и в вышеописанном варианте, в данном случае было несколько тектонических блоков со своими осями вращения каждый.
По-видимому, в результате тектонических движений блок, расположенный в верховьях р. Бии, был приподнят и повернут вниз по течению, что и привело к образованию тектонической подпруды, сформировавшей Телецкое озеро.
В целом большая значимость тектонических перекосов в формировании рельефа, и особенно в развитии эрозионно-аккумулятивных процессов, несо мненна. Учитывая высокую научно-теоретическую и практическую значи мость данной проблемы, полагаем, что требуются дальнейшие углубленные специализированные исследования.
3. Карты геоморфодинамики, составляемые на основе отображения различных типов литопотоков, включая потоки, инициируемые техногенными процессами, раскрывают закономерности историче ского развития рельефа и являются основой для прогнозирования его динамики.
Геоморфологическое картографирование, как самостоятельная отрасль геоморфологии, является важной составляющей геоморфологических иссле дований. Каждое из них в той или иной степени связано с составлением, ана лизом и обработкой геоморфологического картографического материала.
Развитие динамической концепции в геоморфологических исследованиях по зволяет создавать синтетическое представление о картографируемом объек те, отражать в динамике процессы, происходящие в природе, а также в жиз недеятельности населения, в производстве. По сути своей, процессы геомор фодинамики заключаются в пространственном перераспределении вещества, происходящем в виде взаимодействия различных форм литогенных потоков.
Рассмотрением вопроса о составлении карт динамики рельефа в разной степени занимались А.И. Спиридонов (1970, 1985), Ф.С. Геворкян и Ж.М. Карапетян (1976), И.П. Заруцкая и Н.В. Красильникова (1989), А.Н. Ласточкин и Е.И. Старицина (1990, 1995), С.К. Горелов (2004) и другие отечественные и зарубежные исследователи. Каждый из них по-своему вы бирал информационную нагрузку карты и способы оформления. Таким обра зом, в настоящее время существуют различные подходы к картографирова нию динамики рельефа, возникающая пестрота создает определенные труд ности в выборе способа построения карт геоморфодинамики. Нет единой методики составления карт, которая бы удовлетворяла и научным, и народно хозяйственным целям.
На составляемых в настоящее время геоморфологических картах в ос новном отображается качественная сторона динамики природных объектов.
В большинстве случаев по ним нельзя судить о собственно динамике, кото рая предполагает количественную характеристику. Составление карт гео морфодинамики требует знаний о скоростях геоморфологических процессов и способах их определения, в чем и заключается основная трудность в работе исследователя.
Главными принципами, которыми мы руководствуемся при разработке методики составления карт геоморфодинамики (Гуслова, Поздняков, 2004 д) являются: 1) на картах геоморфодинамики содержатся сведения о количест венной величине расхода вещества в литопотоках;
2) информация о скорости и направлении процессов рельефообразования представляется в количест венной форме;
3) при картографировании учитывается рельефообразующая роль человека (как новой геологической силы, по В.И.Вернадскому, 1988);
4) на картах и в пояснительной записке приводится количественная характери стика изменения в пространстве границ геоморфосистем;
5) на картах отра жается граница, на которой баланс расхода вещества равен нулю, то есть ди намически равновесная граница (приходная p и расходная r части равны: p r=0), со своим направлением и скоростью пространственного изменения.
Эти принципы предусматривают рассмотрение геоморфосистем как ус тойчиво развивающихся природных целостностей. Необходимо отметить, что состояние устойчивого динамического равновесия свойственно всем природ ным системам. Но в настоящее время в качестве D-потока все чаще выступа ет человеческая деятельность. Поэтому целью данной методики является картографическое отображение перехода в функционировании геоморфоси стем от состояния устойчивого развития, находящегося под действием есте ственных факторов, к новому состоянию устойчивого развития, обусловлен ному антропогенной деятельностью.
В основу разработанной нами легенды к картам геоморфодинамики по ложена идея о рельефообразующих литодинамических потоках. Первона чально определяется тип литопотоков и их динамическая характеристика:
Эндогенный литопоток V – объем вещества земной коры на единицу площади, выводимый в сферу гипергенеза, м3/1000 лет (слой, лежащий на базисной поверхности;
определя ется по глубине и средней скорости врезания рек).
Q – объем вещества земной коры, выведенный в сферу эрозионной деятель ности, заключенный между поверхностью геоида и базисной поверхностью, м3 на единице площади (объем вещества, необходимый для самоорганизации эрозионных процессов).
P – объем вещества земной коры, выведенный в сферу гипергенеза на едини цу площади, м3 - объем, заключенный между базисной поверхностью и вер шинной;
определяется вычитанием из общего объема (V) объема всех долин и впадин (W): P=V- W. Это объем вещества, необходимый для самоорганиза ции пространственного перераспределения продуктов выветривания денуда ционными процессами.
Экзогенный литопоток M – объем продуктов выветривания, денудируемых с единицы площади, м3/год;
определяется как произведение мощности m денудируемого слоя на площадь S поверхности рельефа: M=mS0 /cos Все формы рельефа объединены в группы (категории рельефа), в зави симости от режима развития, в котором они находятся. Это либо динамиче ски равновесный режим развития, устанавливающийся при условии длитель ного постоянства расхода вещества в эндогенном и экзогенном потоках;
ли бо переходный режим развития, когда баланс вещества в литопотоках меня ется по пространству и в течение времени в силу каких-либо причин.
Группы подразделяются на формы рельефа, образованные литодинами ческими потоками различного характера. А именно:
- формы рельефа, обра зованные литопотоками, вызванными к действию эндогенными силами;
формы рельефа, образованные литопотоками, вызванными перемещением вещества в приповерхностных горизонтах ЗК, вследствие его плотностной разнородности и разнородности вязкопластических свойств;
- формы релье фа, образованные структурными литопотоками, вызванными сдвигающим усилием собственного веса в условиях резкого уменьшения внутреннего тре ния;
- формы рельефа, образованные склоновыми литопотоками площадного действия (не концентрированными в струи);
- формы рельефа, образованные литопотоками, вызванными действием влекущих сил струйных течений;
формы рельефа, образованные литопотоками, вызванными течением льда и снега;
- формы рельефа, формирующиеся литопотоками криогенного проис хождения;
- формы рельефа, предопределенные образованием потенциала силы тяжести вследствие локального растворения горных пород (хемогенные литопотоки);
- формы рельефа, образованные литопотоками, вызванными к действию импактными силами;
- формы рельефа, образованные литопотока ми, вызванными волновой деятельностью морей, озер, водохранилищ;
- фор мы рельефа, формирующиеся фитогенной аккумуляцией;
- формы рельефа, образованные литопотоками, вызванными к действию влекущей силой ветра;
- формы рельефа, формирующиеся литопотоками, организованными или предопределенными человеческой деятельностью.
Основными способами изображения форм рельефа на карте являются штриховка, цвет, границы, внемасштабные и линейные условные знаки. Воз раст форм рельефа показывается оттенками цветов.
В количественной форме отражаются морфометрические показатели (высота, толщина и т.п.), временной интервал (например, период сплывания селевой массы), скорости и интенсивность проявления того или иного про цесса, баланс и количество вещества и др. Они обозначаются горизонталями или отдельными цифрами.
В свете вышеизложенного автором дана характеристика геоморфологи ческого строения бассейна нижнего течения р. Чуи и прилегающего участка долины Катуни. В ней отражены количественные характеристики рельефа и рельефообразующих процессов с учетом антропогенной составляющей. На основе изложенной методики составлена карта геоморфодинамики исследуе мого участка в масштабе 1:25000.
Уникальность данного участка, названного нами Чуйско-Катунским геоморфологическим узлом, заключается в том, что здесь сохранились следы процессов, как происходивших выше по течению, так и имевших место в до лине Катуни ниже по течению. Образование и спуск озерных бассейнов в верховьях, в межгорных котловинах и в долинах рек являются причиной асинхронности развития процессов эрозии на одних участках и аккумуляции материала на других, а исследуемый участок является границей, отделявшей районы с разными по геоморфологической направленности процессами.
Строение и динамика рельефа Чуйско-Катунского геоморфологиче ского узла. С целью изучения геоморфологического строения территории ав тором был проведен детальный картографический анализ крупномасштабной карты, проведено инструментальное профилирование террас и маршрутные исследования наиболее информативных участков. Работа сопровождалась изучением генезиса и состава отложений. Этими данными были дополнены и расширены существующие представления о геоморфологическом строении этой территории и истории ее развития.
Установлено, что в современном рельефе сочетаются как реликтовые формы, преимущественно флювиального и озерного генезиса (террасы), так и формы рельефа, находящиеся в режиме (стадии) активного динамического развития (пойма, склоны долин, русловые процессы). Характеристика форм рельефа проводилась на основе разработанной нами легенды к картам гео морфодинамики.
Формы рельефа, образованные литопотоками, вызванными дейст вием влекущих сил струйных течений, а также формы рельефа, образо ванные в результате аккумуляции в древних озерных бассейнах. К ним от носится пойменно-русловая система рек Чуи и Катуни. Русло рек на этом участке находится в устойчивом состоянии развития – берега и дно размы ваются в замедленном темпе, что связано с образованием отмостки. В выде ленный комплекс форм рельефа входит также пойма, строение которой ха рактеризует реку как врезающийся поток, имеющий постоянную амплитуду колебания уровня воды. Завершается характеристика рассмотрением терра сового комплекса, представленного 15-ю террасами, в число которых входят флювиально-гляциально-селевые формы и реликты предположительно флю виально-гляциально-озерной равнины, с относительными высотами от 4 до 270 м. Все они вырезаны в мощной толще осадочных отложений. На по верхности террас и поймы в устьях рек и временных водотоков отмечены ко нусы выноса.
Формы рельефа, образованные склоновыми литопотоками площад ного действия (не концентрированными в струи). Эти формы представля ют собой склоны, с характерным обваливанием при отсутствии сил трения (склоны крутизной более 420);
реликты склонов первой генерации (коренные склоны долин Катуни и Чуи);
комплекс склоновых форм рельефа южной экспозиции (с густотой расчленения 16,6 км/км2);
комплекс склоновых форм рельефа северной экспозиции (с густотой расчленения 9,4 км/км2);
днища до лин временных водотоков.
На поверхностях эрозионно-аккумулятивных террас и склонов приле гающих хребтов все большую интенсивность приобретают антропогенные процессы, ускоряющие естественные процессы рельефообразования. Разно образное воздействие человека на этот район приводит к необходимости вы деления форм рельефа, образующихся литопотоками, организованными или предопределенными человеческой деятельностью. Такие формы пред ставлены зоной, использующейся под пастбища, а также и участками разви тия тропинчатого микрорельефа. Средний объем денудации со склонов со ставляет 5 м3 на 100 м тропинки, то есть в день с 10 км длины тропинки при прохождении одной овцы со склона удаляется 0,2 м3 обломочного материала.
Отдельно выделяется зона распространения техногенных экскавационных и аккумулятивных форм, а также зона рельефа, изменяемого в результате хо зяйственной деятельности. На участке исследования имеют место антропо генные формы реликтового характера (кольцевые структуры).
ВЫВОДЫ Проведенное диссертационное исследование позволило по-новому рас смотреть процессы рельефообразования на территории Горного Алтая с по зиции идеи о литодинамических потоках, призванной характеризовать про цессы рельефообразования с использованием количественных данных. В ис следованиях это позволяет не только полнее раскрыть суть геоморфологиче ских процессов, но и объяснять формирование рельефа любого таксономиче ского ранга и рассматривать их как открытые динамические системы.
Впервые было раскрыто взаимодействие литопотоков в формировании рельефа как в целом для Алтайской горной страны, так и для отдельных ключевых участков. Итогом морфометрического анализа территории Горно го Алтая стала карта морфотектоники масштаба 1:500000, с отображением на ней высотного положения базисной и вершинной поверхностей, объема ве щества, выведенного в сферу эрозионной деятельности (в км3/км2), величины разгрузки земной коры за счет эрозионных процессов (в кг/см2) и др.
Исследования проводились на примере Чуйско-Катунского геоморфоло гического узла, в развитии рельефа которого отразилась практически вся ис тория развития Горного Алтая. В результате проведенных исследований практически окончательно установлено количество террас, определен состав их отложений. Установлены три новейших этапа развития рельефа, во мно гом определивших современный его облик: конец плиоцена – начало четвер тичного периода;
период перехода от раннего плейстоцена к среднему;
позд ний плейстоцен-голоцен.
В диссертационной работе впервые высказана и теоретически обоснова на геоморфологическая роль тектонических перекосов поверхности;
доказана принципиальная возможность формирования за счет их влияния горно долинных озерных бассейнов;
на конкретных примерах показан механизм формирования таких озер. На основе анализа продольных профилей речной системы «Чуя-Катунь» и озерно-речной системы «Чулышман-Телецкое оз. Бия» рассматриваются особенности влияния тектонических перекосов на эрозионные и гидродинамические характеристики водных потоков.
Практическое применение идей о рельефообразующей роли литодина мических потоков в геоморфологических исследованиях и картографирова нии позволило дать количественную динамическую характеристику рассмат риваемому региону, его геоморфологическому строению, процессам релье фообразования и истории формирования. Плодотворность идей была под тверждена впервые составленной для Чуйско-Катунского геоморфологиче ского узла картой геоморфодинамики в масштабе 1:25000.
Конкретные результаты диссертационного исследования:
• Расширены представления о рельефообразующем значении литопото ков, сущность которых сводится к диалектическому взаимодействию F и D-потоков, отвечающих за образование и деградацию форм рельефа (саморегулирующихся геоморфологических систем) любого таксоно мического ранга.
• Теоретически доказана и подтверждена фактическим материалом роль тектонических перекосов в формировании горно-долинных озерных бассейнов, обосновано их влияние в целом на изменение гидродинами ческих и эрозионных характеристик водных потоков.
• Проведен морфометрический анализ топографических карт в м-бе 1:200000 на всю территорию Горного Алтая и составлена карта морфо тектоники данной территории в м-бе 1:500000.
• Определен на данной территории объем вещества земной коры, заклю ченный между базисной поверхностью и поверхностью геоида, необ ходимый для сбалансированного развития эрозионно-денудационных и эндогенных (вертикальных тектонических движений) процессов.
• Разработаны принципы и методические подходы к геоморфологиче скому картографированию с позиции идеи о рельефообразующих ли топотоках.
• Проведен геоморфологический анализ строения и истории формирова ния Чуйско-Катунского узла, на основе чего построена карта геомор фодинамики участка исследования в м-бе 1:25000.
По теме диссертации опубликованы следующие работы:
1. Гуслова Н.В. Составление карт динамики геосистем // Материалы на учной конференции “Проблемы геологии и географии Сибири” (2-4 апреля 2003 г) – Вестник ТГУ, 2003, N3(4). С. 38-40.
2. Гуслова Н.В. Значение карт геоморфодинамики и некоторые методо логические подходы к их составлению // Роль географии в решении экологи ческих проблем современности: Материалы II Региональной школы семинара 28-29 апреля 2003 г. – Томск: Изд-во ТГУ, 2003. С. 21- 3. Гуслова Н.В. Бинарные рельефообразующие литопотоки и устойчивое развитие геоморфосистем // Проблемы устойчивого развития в географиче ской науке и образовании: Материалы Всероссийской молодежной школы семинара 20-22 апреля 2004 г. – Томск: Дельтаплан, 2004. С. 52- 4. Гуслова Н.В., Поздняков А.В. Чуйско-Катунский геоморфологический узел: строение и процессы рельефообразования (доклад) // Рельефообразую щие процессы: теория, практика и методы исследования: Материалы XXVIII Пленума Геоморфологической комиссии РАН. Новосибирск, ИГ СО РАН, 20-24 сентября 2004 г. – Новосибирск, 2004. С. 92- 5. Гуслова Н.В. Рельеф, человек и геоморфологическая карта // Рельеф и человек: Материалы Иркутского геоморфологического семинара. Иркутск, 27-29 сентября 2004 г. – Иркутск: ИЗК СО РАН, Ассоциация геоморфологов России, 2004. С. 26- 6. Гуслова Н.В., Ананьева А.А. Характеристика Курайской межгорной котловины (Горный Алтай) с позиции концепции устойчивого развития // Александр фон Гумбольдт и проблемы устойчивого развития Урало Сибирского региона: Материалы российско-германской конференции. Тю мень, Тобольск, 20-22 сентября 2004 г. – Тюмень: ИПЦ, «Экспресс», 2004. С.
192- 7. Гуслова Н.В., Поздняков А.В. Методика составления карт геоморфо динамики (доклад) // Проблемы непрерывного географического образования и картографии: Сб. научных трудов – Винница: Антекс-УЛТД, 2004. Вып. 4.
С.83- 8. Гуслова Н.В., Поздняков А.В. Процессы самоорганизации в геомор фодинамике // Материалы XII Совещания географов Сибири и Дальнего Вос тока – Владивосток: ТИГ ДВО РАН, 2004. С. 128- 9. Гуслова Н.В., Поздняков А.В. Геоморфологическая роль тектониче ских перекосов поверхности // Теоретические и прикладные вопросы совре менной географии: Материалы Всероссийской молодежной школы-семинара 27-28 апреля 2005 г. – Томск: Дельтаплан, 2005. С. 4- 10. Гуслова Н.В., Поздняков А.В. О принципиальной возможности фор мирования горно-долинных озер вследствие тектонических подпруд // Теоре тические и прикладные вопросы современной географии: Материалы Все российской молодежной школы-семинара 27-28 апреля 2005 г. – Томск:
Дельтаплан, 2005. С. 209-