Биогенная трансформация подводных ландшафтов – один из ведущих факторов, определяющих современный облик дна. Задача морской биогеоморфологии – изучение всех аспектов биологической модификации геоморфологических процессов, т.е. описание, систематизация и количественная оценка влияния биоты на формирование донного рельефа. В обзоре систематизированы и кратко охарактеризованы основные виды воздействия морских организмов на геоморфологические процессы. Живые организмы создают биогенные структуры и материал для донных отложений, изменяют рельеф, физические и химические свойства донных отложений и коренных пород, участвуют в разрушении пород на морском дне (от илов до базальтов), переносе и перераспределении материала на дне и в придонном слое; они способны переводить растворенный в воде кальций и кремний в нерастворимые (или слабо растворимые) карбонаты и силикаты. Примером биогенных сооружений служат рифы – коралловые и созданные многощетинковыми червями, мидиевые и устричные банки. Животные создают не только положительные, но и отрицательные формы рельефа, размеры которых могут превышать десятки метров, а время существования – недели и даже месяцы: ямы, канавы, воронки на поверхности дна – следы питания самых разных животных: моржей, черепах, китов, скатов и др. Микро- и макроорганизмы формируют глубокие ниши вблизи уреза воды (биокарст). Мангры, водоросли-макрофиты и морские травы защищают дно от размыва, а породы на дне от выветривания, работают как седиментационные ловушки, в которых накапливаются тонкие фракции осадка. Рыбы переносят материал с рифа в лагуну. Водоросли-макрофиты за счет парусности могут переносить валуны и гальку на большие расстояния (“рафтинг”). Многие виды двустворчатых моллюсков и другие фильтраторы пропускают через себя большие объемы воды, отсеивая из нее минеральную взвесь. Вертикальное перемещение (биотурбация) осадков роющими грунт червеобразными животными и уплотнение грунта ими (биостабилизация) изменяют физические свойства донных осадков. Один и тот же вид часто играет противоположные роли – увеличивает прочность осадка или уменьшает ее. Многообразие и разнонаправленность биологических процессов затрудняют выявление вклада биоты в геоморфологические процессы и их количественную оценку. За некоторыми исключениями пространственный масштаб деятельности единичных организмов редко превышает первые сантиметры. Заметной становится только совокупная деятельность многих совместно обитающих организмов. Практические приложения биогеоморфологии связаны с разработкой мер для берегоукрепления и защиты берегов.

В статье представлен обзор ландшафтно-климатических реконструкций для лесной зоны Центральной и Восточной Европы, выполненных различными методами, в сопоставлении с основными этапами развития рельефа и осадконакопления в голоцене. Рассмотрены ожидаемые климатические изменения согласно сценариям репрезентативных траекторий концентраций парниковых газов, разработанных Межправительственной группой экспертов по изменению климата (МГЭИК). Анализ данных показал, что в раннем голоцене (11.7–8.2 тыс. кал. л. н.) в условиях быстрого потепления климата происходила трансформация всех ландшафтных компонентов, значительные изменения претерпели рельефообразующие процессы. В этот период происходила деградация многолетней мерзлоты, сформировалась реликтовая криогенная морфоскульптура, кардинальные изменения претерпели гидрологический режим рек и флювиальное рельефообразование, имело место постепенное ослабление эоловых процессов. В среднем голоцене для временного интервала 8.2–5.7 тыс. кал. л. н. были характерны максимальная теплообеспеченность по сравнению с остальными периодами голоцена и ослабление градиента температур в направлении с запада на восток. В это время в среднеширотной области Европы существовала единая зона широколиственных лесов. Начиная с 5.7 тыс. кал. л. н., похолодание климата привело к усилению секторной дифференциации растительного покрова. В западных районах начинается экспансия бука и граба, на востоке увеличивается роль ели в лесных сообществах. Климатические реконструкции для позднего голоцена (4.2 тыс. кал. л. н. – настоящее время) показали, что на фоне общего тренда к снижению теплообеспеченности выделяются периоды потеплений и похолоданий. Сформировался современный ландшафтный покров, усилилось влияние антропогенного фактора. Согласно данным палеоботанических, изотопно-геохимических и палеогидрологических исследований в различных регионах Центральной и Восточной Европы в периоды потеплений климат был более сухой, чем в настоящее время, преимущественно за счет изменения баланса осадки/испарение, а похолодания сопровождались ростом увлажнения, увеличением частоты и высоты весенних половодий с соответствующим усилением осадконакопления на поймах рек, формированием вторичных врезов в оврагах и балках. Считая климатические реконструкции для голоцена изучаемой территории сценариями возможных изменений климата в текущем столетии, можно ожидать, что рост температур, особенно в летний период, будет причиной возрастания частоты засух и опасных геоморфологических процессов, связанных с неравномерностью выпадения осадков.

Русла рек, разветвленные на рукава, отличаются очень большим разнообразием как морфологически (по количеству и водности рукавов и проток, размерам и форме островов, их взаиморасположению, соотношениям, эволюции и т.д.), так и по режиму деформаций. Тем не менее как в отечественной, так и в зарубежной литературе при их описании и анализе существуют разночтения в применении определяющих их терминов и классификаций, не позволяющих судить о типах разветвлений и характере переформирований, возможной реакции на изменения факторов из-за слишком большой схематичности и обобщенности. В статье дана развернутая, наиболее полная классификация разветвленных русел, разработанная МГУ, и обосновывается применение терминов и понятий, характеризующих каждый тип или разновидность разветвлений и их элементы. Классификация постоянно совершенствуется по мере получения новых данных на основе выполняющихся исследований. Русловые разветвления формируются на нескольких структурных уровнях – точечном, осередковом, русловом (островном), пойменно-русловом и пойменном (раздвоенные русла). Каждый более высокий уровень разветвленности включает в себя типы русла предшествующих уровней. Основными, определяющими русловой режим рек с разветвленным руслом, являются русловые (островные) разветвления, по которым выделяются морфологические однородные участки или единичные формы разветвлений русла или рукавов пойменно-русловых разветвлений и раздвоенных русел. В свою очередь, в русловых (островных) разветвлениях каждый их тип имеет несколько разновидностей в зависимости от количества и морфологии находящихся в них островов, устойчивости русла, водности рукавов и особенностей рассредоточения по ним стока воды и наносов. Выделенные типы русловых разветвлений и их разновидности характеризуются своими значениями показателей квазиоднородности потока И.Ф. Карасева и коэффициентов в гидролого-морфологических зависимостях, связывающих морфологические параметры русел с показателями определяющих факторов.

Основная цель исследований – выявление связи между линейным и площадным приростом оврагов разных типов в зависимости от их морфолого-морфометрических особенностей и гидрометеорологических условий. Для мониторинга роста линейных и площадных параметров оврагов на сельскохозяйственных землях за период с начала 2000-х до 2017 г. применялись следующие методы: плановая геодезическая съемка вершинной части оврагов (совместно с их бровками и тальвегами) и построение поперечных профилей с помощью электронного тахеометра. Использовались данные трех ближайших метеостанций и гидропостов. Обследованы 6 ключевых участков оврагов четырех различных типов (приводораздельного, придолинного, вершинного и донного), где их водосборные площади заняты пахотными угодьями, используемыми под посевы зернобобовых и кормовых культур. Максимальные размывы наблюдались для двух оврагов в 2001 г., когда линейные приросты вершин варьировали в пределах 2.3–21.8 м, а площадные, соответственно – от 23.1 до 436.7 м². Устойчивая зависимость между линейным и площадным приростом (r = 0.567–0.832) выявлена для 5 из 6 исследованных оврагов. В большинстве случаев установлена отчетливая зависимость между рассматриваемыми показателями, что наиболее характерно для донного одновершинного оврага и приводораздельного, растущего тремя вершинами (r = 0.832). Высокая степень связи обнаружена и у придолинного одновершинного оврага на правом склоне долины р. Вятка (r = 0.790), размывающего перигляциальный аллювий в пределах населенного пункта. Умеренная связь отмечена у приводораздельного одновершинного (r = 0.569) и техногенного трехвершинного оврагов (r = 0.567), развивающихся на разных ключевых участках правобережья Камы. Не обнаружена связь только у одного вершинного оврага, растущего в верховьях днища голоценовой балки тремя вершинами (r = 0.269), что объясняется техногенным перераспределением стока на распахиваемом водосборе оврага. Выявлено плавное изменение по годам площадного прироста и достаточно резкое колебание величин линейного прироста вершин оврагов, независимо от типа и их морфолого-морфометрических особенностей. Зависимость их ежегодного прироста от условий землепользования на водосборе и их морфолого-морфометрических особенностей не установлена. Лишь у двух оврагов обнаружена существенная связь площадного прироста за 2000–2016 гг. с интенсивностью снеготаяния и годовой суммой осадков и, соответственно, умеренная связь с интенсивностью половодного стока в створе ближайшей малой реки. Исследования показали, что талый сток перестал играть доминирующую роль в линейном и площадном приростах оврагов за рассматриваемый период.

Проведена интегральная оценка баланса наносов рек Обь и Енисей. Численные оценки эрозии на водосборе выполнены на основе уравнений универсальной эрозии RUSLE с использованием ЦМР разрешением 250 м GMTED 2010. Оценки русловой эрозии основаны на методах полуавтоматического ГИС-дешифрирования, что позволило восстановить объемы поступления наносов за счет русловой эрозии и вычислить объемы суммарной аккумуляции вещества на водосборах этих рек. Объемы эрозии почв существенно преобладают над объемом поступления в реки материала руслового происхождения. В результате эрозии на водосборе Оби перемещается около 1250 Мт/год (или 142 Мт/год в пределах части водосбора ниже водохранилищ), в то время как русловая эрозия нижнего течения (участок длиной 1678 км от устья) составляет лишь 35 Мт/год. На водосборе Енисея перемещается около 315 Мт/год (53.6 Мт/год на незарегулированной части водосбора), русловая эрозия достигает 21.9 Мт/год на участке от дельты до гидропоста (г.п.) Ярцево у впадения Каса (1501 км от устья). В зависимости от используемых оценок стока наносов в замыкающем створе величина аккумуляции для Оби оценивается от 1220 Мт/год до 1270 Мт/год, для Енисея от 304 Мт/год до 335 Мт/год. Среднегодовой сток взвешенных наносов в устьевом створе по данным Росгидромет для Оби составляет 16 Мт/год, для Енисея 2.4 Мт/год, а по данным расчетов и полевых измерений МГУ для Оби 63.5 Мт/год, для Енисея 32.5 Мт/год. Коэффициент редукции стока наносов ниже водохранилищ для Оби и для Енисея равен 2.3, а для всей территории водосборов 20 и 30 соответственно. Основной объем перемещаемого за счет процессов денудации материала переоткладывается внутри данных эрозионно-русловых систем и не выносится за их пределы. Сделан вывод, что крупные эрозионно-русловые системы рек России в современных гидроклиматических условиях представляют собой области аккумуляции типичные для крупных речных бассейнов Мира.

Деградация оледенения Памира, рост площади озер, изменение стока рек, увеличение числа и риска опасных процессов преимущественно являются ответом на повышение летних температур. Показано влияние климатических изменений на рост потенциальной опасности возникновения прорывных паводков и селей в западном Памире, на примере типичного ледникового бассейна р. Варшездара, бассейн р. Гунт. Площадь ледниковых озер в бассейне р. Варшездара – Варшезкуль Верхнее, подпруженного скальными породами и Варшезкуль Нижнее, удерживаемого рыхлообломочной моренной перемычкой с ледяным ядром, – за последние 40 лет увеличилась в 3 раза (с 51.7 тыс. м² до 173 тыс. м²), а площадь ледника Варшез уменьшилась на 11% (с 7 млн м² до 6.2 млн м²). Детальные полевые исследования бассейна, включавшие батиметрическую съемку и аэросъемку, позволили выявить нестабильность водоудерживающей перемычки оз. Варшезкуль Нижнее, а в долине реки – наличие активного каменного глетчера с большим количеством материала, потенциально вовлекаемого в селевой поток. Измеренный объем оз. Варшезкуль Нижнее оценивается в 1.94 млн м³, а Варшезкуль Верхнее – в 3.57 млн м³. На основании соотношения обвальной массы и излитого объема воды предполагается, что при порыве одновременно двух озер опорожнится половина объема верхнего озера и полностью нижнее озеро, таким образом, объем прорывного паводка составит 3.725 млн м³. Максимальный расход прорывного паводка при таком объеме оценивается в 650 м³/с, что соответствует расходу селевого потока 1000 м³/с. По результатам математического моделирования получено, что скорость добегания такого потока до населенных пунктов составляет всего 0.1 ч, потоки затопят конус выноса, разрушат строения и автодорогу, расположенные на нем, на глубину до 3–4 м, при скоростях течения до 3 м/с. Полученные результаты можно принять во внимание при изучении других ледниковых бассейнов западного Памира, в которых расположены растущие ледниковые озера и существуют те же потенциально опасные обстановки.

Для реконструкции позднеплейстоценовой истории развития долины р. Мокши было проведено геоморфологическое изучение ключевого участка долины в нижнем течении реки (от впадения р. Цны до устья), выделены возрастные генерации поймы, проведено бурение в пределах палеорусел, методами радиоуглеродного (AMS) датирования установлен возраст различных аллювиальных толщ, слагающих дно долины. Анализ полученных данных позволил реконструировать основные этапы развития долины р. Мокши в конце позднего плейстоцена. В промежутке между 40 и 30 тыс. л. н. происходило врезание реки глубже современного уровня, обусловленное ростом водности, связанным с климатическими изменениями. Далее врезание сменилось заполнением долины, вызванным иссушением климата и падением величин стока, которое было наиболее сильным во время последнего ледникового максимума (LGM, 23–20 тыс. л. н.). Трансформации продольного профиля реки путем направленной аккумуляции способствовало значительное поступление наносов с водосбора в условиях разреженной растительности и криогенной активизации склоновых процессов. В позднеледниковье, начиная с 18.5 тыс. л. н., снова произошло значительное повышение водности, русло реки стало формировать крупные меандры – макроизлучины, миграция которых привела к разработке современного широкого дна долины. Для голоцена было характерно понижение водности, уменьшение параметров русла и сужение пояса меандрирования реки. Значительной аккумуляции в русле не происходило вследствие снижения поступления наносов за счет бассейновой эрозии в ландшафтно-климатической обстановке межледниковья.

Анализ большого комплекса материалов – космических снимков, съемок квадрокоптером, метеорологических наблюдений полярных станций, архивных данных позволил установить скорости отступания берегов о-ва Ушакова – ледникового купола, лежащего на частично находящемся ниже уровня моря цоколе, сложенном нижнемеловыми и четвертичными породами. Остров находится на самом севере Центрально-Карской возвышенности, был открыт советской морской экспедицией в 1935 г. и посещался учеными крайне редко. Длительное время ледяные берега острова сохранялись в условиях слабо отрицательного (до 1% объема ежегодно) баланса льда, короткого безледного периода и долго державшегося припая, оберегавшего края ледника от штормовых волн. В начале XXI века ситуация изменилась – начала заметно расти температура воздуха, уменьшалась площадь морского льда, усиливалась волновая деятельность в теплый период года. Края ледяного купола острова Ушакова стали обламываться равномерно по периметру и “уплывать” в море в виде айсбергов с возрастающей средней скоростью: от 10.9 м/год в 1954–2011 гг. до 27.8 м/год в 2011–2019 гг. Площадь острова уменьшалась в 2002–2019 гг. на 230.8 га/год, в 2015–2019 гг. – до 294 га/год. Поверхность ледника вокруг полярной станции снизилась на 15 м за 65 лет. В результате в 2018 г. ушла в море полярная станция, поставленная в 1954 г. в 800 м от края ледника. Изменился подтип ледяных берегов, ледяные барьеры высотой до 3 м (низкие клифы плавучих льдов) сменились ледяными стенами высотой до 45 м и более.

В низовьях долины р. Хойто-Ага (Забайкальский край) изучены строение и состав отложений первой надпойменной террасы р. Хойто-Ага высотой 8–10 м в археологическом раскопе. Получены абсолютные датировки аллювия террас и погребенных почв. Проведено сравнение данных, полученных авторами по р. Хойто-Ага, с результатами других исследований низких речных террас в Забайкалье. Выявлены этапы формирования отложений террасы во второй половине позднего неоплейстоцена и в голоцене. Отложения покровного генетического комплекса (2 м) включают пролювий конуса выноса пади Хобдори, эоловые и эолово-делювиальные пески и супеси, почвы. Они формировались в течение сартанского криохрона и голоцена (МИС 2–1). Черноземная почва в кровле раскопа формируется по археологическим данным в течение последних ~4.5 тыс. кал. л. Ниже вскрыт раннесартанский (МИС 2) педокомплекс из двух гумусовых горизонтов почв возрастом ~23.4–21.3 тыс. кал. л. н. Почвы формировались в этапы потепления, увлажнения и снижения темпов экзогенных процессов. Завершение накопления аллювия и образование уступа террасы датируются ~30–29 тыс. кал. л. н.). Речные отложения – переслаивающиеся мелкозернистые и разнозернистые пески с дресвой, щебнем, гравием разделены позднекаргинской (МИС 3) погребенной почвой (0.15–0.25 м) возрастом ~32.5–31.7 тыс. кал. л. н. На археологическом памятнике Сахюрта–1 выявлено пять культурных горизонтов с общим количеством находок 494 экз. С современной почвой связаны культурные горизонты 1 и 2. Коллекция артефактов соответствует археологическим памятникам позднего неолита – бронзового века для территории Забайкалья (4.5–2 тыс. кал. л. н.). Культурный горизонт 3 соответствует раннесартанскому (МИС 2) педокомплексу (23.4–21.3). Культурный горизонт 4 коррелируется с кровлей аллювия террасы (31.7–30), культурный горизонт 5 связан с аллювиальной погребенной почвой, датируемой ~32.5–31.7 тыс. кал. л. н.