В Ловозерских Тундрах широко распространен послеледниковый селевой рельеф. Однако данные о селевой динамике, в том числе современной, фактически отсутствуют. В 2009–2010 и 2017–2018 гг. проведены исследования селевого рельефа и условий селеформирования на западном макросклоне Ловозерских Тундр – в долине Сенгисйока – с применением геоморфологического дешифрирования, полевого обследования, повторной аэрофотосъемки и радиоуглеродного датирования отложений. Следы селей выявлены по всей длине долины: днище современного вреза полностью ими переработано, а в зоне транзита древние селевые террасы достигают высоты 20–30 м. В пределах конуса выноса площадью 0.48 км² лишь около 17% приходится на зону активной позднеголоценовой аккумуляции. 3 июля 2017 г. авторами зафиксирован сход крупного селя. Его триггером стала резкая активизация снеготаяния при установлении круглосуточно положительных температур воздуха после многоснежной весны и холодного июня. Сель начался как гидронапорный водоснежный поток при протаивании снежной плотины на пороге стока оз. Сенгисъявр. В зоне транзита по мере насыщения обломочным материалом он трансформировался в водокаменный поток. Расчетные скорости потока – 3.4–4.1 м/с, а расходы – 75–90 м³/с. Общий расчетный объем селя – до 320 тыс. м³, в том числе твердого материала – до 80 тыс. м³. Длина пути, пройденного селем, – 6.5 км. Продатированы еще два крупных селевых события за последние полтора века. Среднюю частоту схода таких селей можно оценить как не реже чем 1 раз в 70 лет, максимальную – 1 раз в 15–20 лет. Главные механизмы селеформирования в долине Сенгисйока – прорыв снежных плотин и сброс воды из озера Сенгисъявр.

Статья посвящена оценке современных и исторических темпов денудации на оборонительном сооружении конца XVII в. – участке Карповского вала Белгородской черты (Белгородская область, Россия) и в балке, сформировавшейся в этот же период вследствие трансформации поверхностного стока. Объект исследования включает сопряженный с валом ров (площадь водосбора 0.49 га), аккумулировавший 344 года наносы в условиях природного задернения, и балку сопоставимого возраста с водосборной площадью 18.1 га. Методика исследования сочетала инструментальную топографическую съемку, анализ картографических и спутниковых данных, почвенно-генетические исследования вертикальных профилей педоседиментов рва и балки, а также оценку современных темпов аккумуляции по хрономаркеру изотопа цезия-137. Установлено, что средняя скорость аккумуляции педоседиментов во рву составила 0.26 см/год, что соответствует среднегодовым темпам эрозии со склонов высокой почвозащитной эффективности 2.5 т/га. В целом со второй половины XX в. (20% от продолжительности существования вала) наблюдаются максимальные скорости аккумуляции за весь исторический период: за это время образовалась1/3 толщи педоседиментов, а скорость почти в два раза превысила среднемноголетнюю. Оценки современных темпов накопления наносов во рву показали существенное изменение скорости аккумуляции на протяжении последних 70 лет: до и после Чернобыльской аварии 1986 г. она снизилась как минимум с 0.56 см/год до 0.32 см/год. Та же тенденция характерна и для скоростей линейной эрозии. За те же периоды рост оврага замедлился в 8 раз (с 0.8 до 0.1  м/ год), и произошло его преобразование балку. Распределение в профилях педоседиментов доли тонких фракций (<0.01 мм) как индикатора изменчивости интенсивности водной эрозии за последние 50 лет показывает одинаковый характер формирования стока взвешенных наносов как во рву, так и в балке, несмотря на существенные различия площади водосборов. Показаны особенности полувекового периода, который характеризовался резким сокращением слоя талого стока с 1970 гг. XX в. на фоне сокращения на 8% жидких осадков слоем >10 мм.

Суффозия может сама по себе вызывать негативные последствия и, кроме того, нередко она провоцирует такие процессы, как оврагообразование и оползание. Учитывая эти обстоятельства и тот факт, что ее изученность на территории Удмуртии крайне мала (имеются лишь единичные сообщения), необходимость исследований этого процесса вполне очевидна. Изложены методы и результаты полевых наблюдений за развитием процессов суффозии, проведенных на двух стационарах, расположенных в Воткинском районе Удмуртской Республики. В пределах обоих участков суффозионные формы развиты на перигляциальных отложениях (суглинках, супесях и песках), видимая мощность которых составляет более 12 м на абразионном уступе водохранилища и более 20 м на бортах балки. Наблюдения включали в себя высокоточную тахеометрическую съемку контуров и высотных отметок рельефа днищ суффозионных просадок с заранее закрепленных грунтовых реперов и съемку с беспилотных летательных аппаратов (БПЛА). Это позволило оценить изменение объемов суффозионных просадок и осажденного в зоне осушки водохранилища вынесенного тоннельной эрозией материала. Выявлено значительное количество суффозионных образований, которые можно подразделить на несколько морфологических типов. Первый тип – округлые в плане просадки диаметром от 0.5 до 2.5 м и глубиной от 0.15–0.20 до 1.5 м, встречающиеся одиночно или группами на небольшом расстоянии от бровки балки. На склоне балки они сопровождаются обычно суффозионными нишами и со временем переходят в оползни или овраги. Второй тип – вытянутые линейные просадки длиной первые десятки метров и глубиной от 0.20–0.30 до 1.5 м, шириной от 0.60–0.80 до 2.5 м. У подножий висячих устьев этих форм в зоне осушки периодически формируются конусы выноса радиусом до 2 м. Третий тип – суффозионные формы, внешне напоминающие овраг, глубиной более 2.5 м и шириной более 10 м. Ежегодный прирост объема такого оврага составляет в среднем 10 м³. Максимальный прирост наблюдался после зимы 2021 г. – 105 м³. Четвертый тип – суффозионные конусы выноса в висячих створах балок без видимых (пока) просадок в их днищах. Такие конусы выноса стали появляться в последние 2 года. Материалы тахеометрических съемок позволили выявить изменение контуров просадок и высотных отметок рельефа по проложенным продольным и поперечным профилям. В целом в береговой зоне водохранилища проявление процессов суффозии усиливается, в районе д. Фертики суффозионные образования более стабильны.

Сток наносов является важной характеристикой, отражающей интенсивность денудации в речном бассейне. Его оценка проводится на основе данных о стоке и мутности воды, доступных по ограниченному числу гидрометрических постов. В статье проведено обобщение информации с 53 гидрометрических постов (с продолжительностью измерений не менее 8 лет) в бассейне Лены. Выполнена оценка факторов формирования мутности для их водосборов (характеристики потери почвы, морфометрии рельефа, стока воды, антропогенной нарушенности русел). На этой основе получены регрессионные зависимости формирования мутности, пересчет которых на 700 водосборов средних рек бассейна позволил воспроизвести пространственное распределение мутности воды в пределах бассейна Лены за два отрезка времени, соответствующих всему периоду инструментальных наблюдений и современному климатическому периоду (после 1978 г.). Распределение мутности воды наглядно отражает контрастный режим эрозионно-аккумулятивных процессов в речном бассейне. Области эрозии с 2–3-кратным усилением денудации в последние десятилетия приурочены к горным районам, располагающимся по периферии водосбора. Средняя мутность воды в бассейне достигает максимальных значений >50 г/м3 на притоках Витима (Муя, Таксима, Бамбуйка, Мама), где ведется разработка полезных ископаемых, на притоках Олекмы-Чара и Дырын-Юрях, в восточной и южной частях бассейна Алдана. Полученные данные являются основой в дальнейших балансовых оценках перераспределения вещества в речном бассейне и могут быть использованы для определения стока наносов на неизученных участках речной сети.

Геолого-геоморфологические особенности территории, различные характеристики стока и состава руслообразующих наносов, распространение широкопойменных, адаптированных или врезанных типов русел, а также особенности водного режима, условий прохождения руслоформирующих расходов воды, создают огромное разнообразие условий руслоформирования и, как следствие, особенностей морфодинамики речных русел. Это позволило предложить новый подход к районированию территории России, в котором, в отличие от ранее предложенных схем, рельеф и геологическое строение, являющиеся ведущими (наряду со стоком воды и наносов) факторами русловых процессов, занимают первое место в выделении территориальных единиц, поскольку именно от них зависят условия взаимодействия водных потоков и подстилающей поверхности. Дальнейшая детализация районирования основывается уже на прочих факторах, определяющих морфодинамику русел и русловой режим рек, как важнейшие части гидрологического режима. Представленная схема не противопоставляется разработанной ранее (Чалов, 1999, 2011), в которой главная роль отведена стоку воды и наносов, их режиму, зональным и региональным особенностям проявлений в руслоформирующей деятельности рек, а рассматривается как дополнение, поскольку вся совокупность природных факторов и условий формирования русел лежит в основе выделения регионов и областей, районов и подрайонов. Подобный подход к районированию должен учитываться для решения водохозяйственных и водотранспортных проблем особенно на больших и крупнейших реках и для обеспечения гидроэкологической безопасности.

Большинство существующих схем геоморфологического районирования Западно-Сибирской равнины было разработано в 1970-х гг. Поскольку они имеют значительные недостатки как в точности, так и в учете фактических данных, использование их представляется затруднительным. На основе цифровой модели рельефа ALOS World 3D с разрешением 30 м проведено геоморфологическое районирование Западно-Сибирской равнины с учетом схем С.С. Воскресенского, В.А. Николаева, Ю.А. Мещерякова, Г.Д. Рихтера, М.Е. Городецкой, Г.А. Лазукова и В.Т. Трофимова. При этом использовалась комбинированная методика, сочетающая методы экспертного и автоматического дешифрирования. Визуальные индикационные признаки учитывают перегибы склонов, уступы террас, участки водоразделов. При автоматической классификации использовались методы объектно-ориентированной сегментации и кластеризации на основе алгоритма k-means. В результате уточнена граница Западно-Сибирской равнины (общая площадь составила 2.93 млн км2), на которой выделены 74 геоморфологических района. Полученные границы районов могут быть воспроизведены и верифицированы на основе любой детальной цифровой модели рельефа, при условии, что она создана путем сплошных инструментальных измерений высоты земной поверхности. Проведенный расчет средних морфометрических показателей по каждому из районов (средняя высота, угол наклона, общая кривизна, густота расчленения, степень заозеренности) показал практически линейное увеличение с севера на юг Западно-Сибирской равнины углов наклона на фоне снижения коэффициента вариации высот и удельной площади озер. Степень кривизны определяется региональными особенностями. В целом выделяются две различающиеся части (провинции) равнины. В северной преобладают обособленные возвышенности с увалами и грядами, разделенные широкими речными долинами. Южная часть представлена в основном обширными плоскими или слабо наклонными равнинами.

Динамика новейших орогенических движений и трансгрессивно-регрессивных циклов Понто-Каспия предопределила развитие горного рельефа Западного Кавказа и суши – Предкавказья. Обобщены данные о строении и корреляции сводных разрезов моласс Западного Предкавказья, составленных на основе многолетнего изучения, а также био- и магнитостратиграфического датирования. Выделены циклы накопления континентальных отложений Западного Предкавказья, коррелятные основным этапам формирования орогена. Оценена динамика новейших поднятий Западного и Северо-Западного сегментов орогена, разделенных Пшехско-Адлерской зоной разломов. Приводятся данные о существовании суши Западного Кавказа в среднем и Северо-Западного – в позднем миоцене. Установлено, что первый импульс горообразования Западного Кавказа относится к сармату, а его резкое ускорение – к квартеру. Составленная серия палеогеографических карт Западного Кавказа и Предкавказья в неогене–квартере отражает динамику кавказской орогении, береговых линий Предкавказских морей и историю формирования речной сети территории. Установлено, что неоген-четвертичная речная сеть Западного Кавказа и Предкавказья выстроена в виде трех зон, отвечающих по возрасту различным этапам становления орогена. Каждой из них свойственна собственная ориентировка палеодолин, связанная с конфигурацией поднятых на разных этапах водораздельных поверхностей в их истоках и береговых линий, принимающих морских или озерных бассейнов – в устьях.

Результаты изучения разреза в приустьевой части долины Грендален (Земля Норденшельда) в условиях ограниченности объектов, пригодных для изучения, показали сравнительную палеогеографическую информативность четвертичных отложений аллювиального генезиса и позволили  уточнить представления о природных обстановках в районе долины в послеледниковое время. Возраст и континентальный генезис нижней части разреза позволяют предположить более раннюю дегляциацию (около 14500 л. н.) и меньшую мощность оледенения последнего ледникового максимума в районе  исследования, чем предполагалось раньше. Морские воды могли достигать здесь максимальных отметок ~10000–9000 л. н., эти отметки, по-видимому, были значительно ниже предшествующей оценки в 64 м для соседних районов. Последующее падение относительного уровня моря способствовало  размыву отложений раннего–среднего голоцена в изученном разрезе. В ходе нового подъема морских вод до отметок около 10 м примерно с 6500 до 5000 л. н. накапливалась аллювиальная гравийно-галечная толща разреза. Климатические условия способствовали дегляциации ~14500–14000 л. н., были  относительно холодными примерно с 3900 до 1500 л. н. и, вероятно, около 700–200 л. н. во время малого ледникового периода; незначительные похолодания имели место ~5000–4700 и ~1500–1000 л. н.;  относительные потепления происходили ~4400–3900 и около 900 л. н.; теплые условия развивались  немногим ранее 5000 и ~4700–4400 л. н. В течение последних 5000 лет ландшафты в точке исследований сильно менялись. Мелкий холодноводный водоем (озеро?) около 5000–4700 л. н., окруженный  осоково-злаковыми моховыми тундрами, сменяется ~4700–4400 л. н. на периодически затапливаемую  речными водами пойму с развитием кустарничков. Менее благоприятные климатические условия после ~4400 л. н. обусловили уменьшение доли кустарничков в растительном покрове. Относительное  похолодание ~3900 л. н. и снижение базиса эрозии привели к перерыву в осадконакоплении. Около 2000 л. н. развивается зеленомошная осоково-злаковая тундра с ивой полярной, территория заболачивается. После предполагаемого похолодания в ходе малого ледникового периода в районе развивается современная растительность.

Основные этапы развития растительности в позднеледниковье и раннем голоцене реконструированы по данным палинологических исследований разреза SP-2 (оз. Селигер) с разрешением повремени менее 80 лет и их сопоставления с данными по 9 разрезам, расположенным на сопредельных территориях. Первый этап формирования лесных сообществ из холодостойких и экологически пластичных пород (ели, сосны и березы) начался в условиях прохладного континентального климата в аллерёде, когда леса занимали наиболее защищенные местообитания в окружении перигляциально-степной растительности. Похолодание в позднем дриасе сопровождалось повышением континентальности и иссушением климата, что привело к сокращению доли лесов. Ведущую роль ели в лесных фитоценозах позднеледниковья можно объяснить наличием многолетней мерзлоты. Новый этап расширения березовых и сосновых лесов был связан с быстрым потеплением на переходе от позднеледниковья к голоцену. Их состав стал более разнообразным при сокращении роли ели. Началось проникновение широколиственных древесных пород в средние широты Восточно-Европейской равнины. Разнообразие пыльцы трав при участии ксерофитов и криофитов указывает на сохранение участков перигляциальной растительности в раннем пребореале. Похолодание около 11.4 тыс. кал. л.н. (т.н. пребореальная осцилляция) на короткое время прервало или замедлило распространение березовых и сосновых лесов и вызвало новое расширение площади пространств, занятых безлесными сообществами. В начале позднего пребореала потепление возобновилось и продолжалось в течение раннего бореала, вызвав новую экспансию березовых и сосновых формаций, расселение ели и внедрение широколиственных пород в состав лесов. Березняки в это время были близки к современным предлесо-степным березовым лесам Южного Урала. Обогащение видового состава лесных, луговых, прибреж но-водных и водных сообществ отражает смягчение континентальности климата. Кратковременное похолодание около 9.3 тыс. л.н. не вызвало существенных изменений в составе растительных сообществ. В позднем бореале залесенность территории достигла максимума при дальнейшем увеличении доли еловых, широколиственных и ольховых лесов в растительном покрове. Описанные изменения отражают теплые климатические условия, снижение континентальности климата и повышение увлажнения в конце раннего голоцена. К этому времени в средней полосе Восточно-Европейской равнины сформировались смешанные широколиственно-хвойные леса, близкие по составу к современным.

Формирование оз. Куйккалампи, расположенного на о-ве Лункулансаари в СВ части Ладожского озера, связано с началом регрессии озера в позднем голоцене после завершения Ладожской трансгрессии. Изучение донных отложений озера путем анализа спорово-пыльцевых спектров, растительных макроостатков, раковинных амеб и кладоцер позволило реконструировать динамику наземной растительности и этапы формирования и зарастания озера. Изоляция оз. Куйккалампи (17 м над у. м.) в связи с понижением уровня Ладоги произошла ~3200 кал. л. н. После стадии зарастания водоема на рубеже ~2200 кал. л. н. начала формироваться прибрежная сплавина, в последние ~700 лет отмечается усиление эвтрофирования озера. Результаты кладоцерного и ризоподного анализов подтвердили возможность использования пыльцы макрофитов для индикации изменений уровня озер.