Особенности геоморфологического строения верхнего течения восточная хандыга Текст научной статьи по специальности «Науки о Земле и смежные экологические науки»

ГЕОЛОГО-МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ НАУКИ

УДК 551.435(571.56)

Е. П .Дмитриев, О. А. Поморцев, М. Ф. Третьяков, В. Ф. Попов, Е. Е. Лоскутов, О. И. Васильева

ОСОБЕННОСТИ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ ВЕРХНЕГО ТЕЧЕНИЯ ВОСТОЧНАЯ ХАНДЫГА

Рассматриваются особенности геоморфологического строения Южного Верхоянья на участке реконструкции федеральной автомобильной трассы «Колыма». Характеризуются наиболее важные рельефообразующие факторы и связанные с ними формы рельефа с учетом их происхождения. Освещены основные рельефообразующие процессы и их приуроченность к различным формам рельефа. Представлены новые количественные данные анализа скорости тектонических деформаций территории и схема смещения тектонических микроблоков.

Ключевые слова: экзогенные рельефообразующие процессы, склоновый процесс, солифлюкция, десерпция, троговая долина, поверхность выравнивания, новейшие тектонические движения.

E. P Dmitriev, O. A. Pomortsev, M. F. Tretyakov, V F Popov, E. E. Loskutov, O. I. Vasilyeva

Peculiarities of the geomorphological structure of the river West Khandyga upstream

Peculiarities of the geomorphological structure of the Southern Verkhoyanye in the area of the federal motorway «Kolyma» reconstruction are observed. The most important relief-forming factors and connected with them relief’s forms taking into account their origins are characterized. General relief-forming processes and their confinedness with different relief’s forms are lighted. New quantitative data of the analysis of the tectonic dislocation speed and the scheme of the tectonic microblocks are represented.

Key words: external relief-forming processes, slope processes, solif-luction, desorption, trough valley, leveling surface, the new tectonic dislocation.

ДМИТРИЕВ Евгений Петрович - ст. преподаватель кафедры региональной геологии и геоинформатики ГРФ СВФУ

E-mail: tjk435@mail.ru

ПОМОРЦЕВ Олег Александрович - к. геогр. н., доцент кафедры мерзлотоведения ГРФ СВФУ.

E-mail: fess117@rambler.ru

ТРЕТЬЯКОВ Максим Феликсович - к. геолого-минерал. н., заведующий кафедрой региональной геологии и геоинформатики ГРФ СВФУ.

E-mail: gharta@rambler.ru

ПОПОВ Владимир Федорович - и. о. заведующего кафедрой мерзлотоведения ГРФ СВФУ.

E-mail: pvf_grf@rambler.ru

ЛОСКУТОВ Евгений Евгеньевич - ст. преподаватель кафедры региональной геологии и геоинформатики ГРФ СВФУ

E-mail: brannerit@mail.ru

ВАСИЛЬЕВА Ольга Игнатьевна - лаборант кафедры мерзлотоведения ГРФ СВФУ.

Развитие транспортного комплекса северо-востока России является ключевым направлением современной экономики наряду с развитием нефтегазодобычи, электроэнергетики и горной промышленности. Перспективы транспортного развития республики Саха (Якутия) в настоящее время связаны с завершением строительства автомобильной дороги «Колыма» (Якутск - Хандыга - Усть-Нера - Магадан) и с выходом к Охотскому морю, что обеспечит транспортную доступность Аллах-Юнского и Верхне-Индигирского золотоносных подрайонов и круглогодовые межрегиональные автотранспортные связи республики с Магаданской областью и Хабаровским краем. Кроме того, обеспечение опорной транспортной круглогодичной наземной сети определяет возможность строительства железной дороги от Якутска до Магадана, которая в перспективе достигнет Чукотки и Северной Америки через Берингов пролив.

Геоморфологический аспект изучения экзогенных рельефообразующих процессов в горных областях криолитозоны имеет первостепенное значение для инженерно-геологического обоснования строительства и эксплуатации линейных сооружений.

Южное Верхоянье - термин, появившийся в среде геологов Якутии, под которым понимается южная часть Верхоянского хребта, представляющего собой горно-складчатое обрамление Сибирской платформы [1]. Это весьма обширная территория протянулась широкой полосой 300 - 350 км восточнее реки Алдан более чем на тысячу километров. Ее северную часть оконтуривают весьма условно в структурах бассейна р. Яны и Западного Верхоянья, а южную часть ограничивают сооружениями Становика и Джугджура. Северо-западный ее угол ограничен долиной р. Делиньи, северная и восточная границы проходят по долинам рек Сейкимнян-Брюнгаде и Агаякан. На юге и юго-западе эта территория ограничивается западными и северо-западными отрогами хребта Сунтар-Хаята, который, будучи водоразделом бассейнов двух океанов

- Северного Ледовитого и Тихого, является основной орографической единицей региона. В целом описываемая территория принадлежит бассейнам двух крупнейших рек - Алдана и Индигирки. В геолого-тектони-ческом отношении территория Южного Верхоянья принадлежит к Верхояно-Чукотской области мезозойской складчатости [2]. Основные процессы складкообразования происходили здесь преиму-

щественно во второй половине мезозоя, но формирование современного рельефа обусловлено главным образом новейшими тектоническими движениями, которые начинаются в начале плиоцена и продолжаются в современное время [3]. Территория находится в зоне взаимодействия Северо-Американской и Евра-зиатской плит, а также Охотоморской микроплиты, что обуславливает ее высокую сейсмичность - до 9 баллов [4].

К данной территории приурочен полюс холода северного полушария Земли - Оймякон. Средние температуры января здесь -48 - -50 °С. В условиях малооблачной погоды, большой сухости воздуха и малой продолжительности светлого времени суток происходит интенсивное выхолаживание земной поверхности. Для горных областей характерны зимние температурные инверсии в нижнем слое воздуха: повышение температуры с высотой достигает местами 1,5-2 °С на каждые 100 м подъема [5].

Согласно концепции А. В. Чайко, А. А. Мистрюкова [6], основным принципом классификации экзогенных рельефообразующих процессов (ЭРП) является система водораздел - склон - долина с выделением в идеальном профиле промежуточных образований с определением их качественной характеристики (рис. 1). Такой подход в данном случае является целесообразным, так как территория является горной, с резко выраженными альпинотипными чертами [6].

С другой стороны, суровые климатические условия,

Рис. 1. Схема комплексов рельефообразующих процессов относительно идеального геоморфологического профиля. ВД - водораздельный, СК - склоновый, ПДЛ - придолинный, ДЛ - долинный. 1 - криогенное выветривание, 2 - обвально-осыпной снос, 3 - линейный размыв, 4 - плоскостной смыв, 5 - солифлюкционные натеки, 6 - конусы выносов, 7 - аллювий

развитие многолетнемерзлых пород сказываются не только на ходе развития экзогенных процессов, но и обуславливают развитие криогенных процессов, таких как солифлюкция, наледеобразование, термокарст, курумообразование, пучение.

Водораздельный комплекс ЭРП морфологически четко выражен, хорошо картографируется. Он подразделяется по генезису и по возрасту, это фрагменты поверхности выравнивания, а также участки денудационных наклонных равнин или предгорных педиментов раннечетвертичного времени, и наконец, молодая денудационная поверхность, срезающая плиоценовые отложения и образовавшаяся в среднечетвертичное время.

Следующий приводораздельный комплекс ЭРП занимает промежуточное положение, имеет неясный генезис и в основном представляет собой переходные участки между склонами и плоскими водоразделами.

Склоновый комплекс ЭРП включает различные по происхождению склоны, которые подразделяются от обвально-осыпных до делювиально-солифлюкцион-ных, а также предопределенные тектоническими процессами. К придолинному комплексу ЭРП нами отнесены пологие поверхности у подножия склонов, для которых характерно массовое движение рыхлого материала и накопление его. Переход к долинному комплексу постепенный, тем не менее линию перегиба можно достаточно уверенно устанавливать. Основная особенность долинного ЭРП тесно связана с неотектоническим режимом и заключается в необычных для горных областей мощностях рыхлых осадков.

Предложенный картографический метод позволяет определить долгосрочный прогноз рельефообразова-ния, при выделении геоморфологических поверхностей и постоянного мониторинга территории.

Хребет Сунтар-Хаята, прослеживается через Южно-Верхоянский сектор с северо-запада на юго-восток. Являясь главнейшим орографическим сооружением территории, он служит узловым пунктом геоморфологического районирования. К западу и юго-западу от хребта расположена область сильно расчлененного альпинотипного высокогорья с типичными формами рельефа. Восточнее и северо-восточнее хребта территория массивного высокогорья постепенно через участки среднегорного рельефа сменяется районами низкогорья. Последние нередко включают участки холмисто-увалистого рельефа (Агаяканская впадина), образованного ледниковыми отложениями (морены) [7].

Осевой гребень хребта Сунтар-Хаята представляет собой ярко выраженное альпинотипное высокогорье с абсолютными высотами вершин от 1800 до 2600 м и относительными превышениями водоразделов над днищами речных долин до 800 - 1300 м. Центральная, наиболее высокогорная, часть хребта изобилует

современными ледниками, языки которых спускаются не только в бассейны Индигирки и Алдана, но и на юг, в водосборные бассейны рек, текущих в Охотское море. Преобладающая экспозиция ледников

- северная и северо-западная, на их состояние сказалось потепление климата последних тридцати лет, вследствие которого оледенение гор Сунтар-Хаята сократилось на 20 % [8].

Расположение территории в высоких широтах и ее суровый, резко континентальный климат обусловливают иные, чем в более южных районах, высотные пределы распространения соответствующих типов горного рельефа. Кроме того, в их формировании большее значение приобретают процессы нивации, солифлюкции и морозного выветривания [9]. Существенную роль играют здесь также формы мерзлотного рельефообразования, а свежие следы четвертичного оледенения характерны даже для плоскогорий и районов с низкогорным рельефом [10].

На участках массивного высокогорья, как правило, отсутствуют ярко выраженные хребты и гряды. Ориентировка последних подчинена направлению долин крупных водотоков, а абсолютные высоты отдельных вершин достигают 2400 - 2600 м. Здесь широко развиты крупные ледниковые долины, которые в своих истоках часто переходят в низкие (до 1400

- 1500 м) заболоченные перевалы, а иногда образуют достаточно большие ледосборные поля - источники былых переметных ледников [11].

Изучение поверхностей выравнивания и анализ полученных результатов позволили в первом приближении определить амплитуды (и скорости) новейших тектонических движений и сформировать модель тектонического рельефа территории [12]. Методика этого определения исходит из того, что изначально поверхность выравнивания палеогенового времени в момент своего формирования горизонтальна или полого наклонена к базису денудации [13]. Последующие движения отражаются в деформации этой поверхности, причем степень деформации уменьшается от древней к молодым поверхностям выравнивания (рис. 2).

Учитывая изложенные соображения и предполагая, что скорости тектонических движений в каждой точке района были постоянными, а также принимая современный гипсометрический уровень верхней поверхности выравнивания за максимальную величину неоген-четвертичного воздымания, можно рассчитать и амплитуды восходящих тектонических движений при формировании первого, второго и третьего ярусов рельефа, которые соответственно составляли 600- 800, 300- 500 и 500- 700 м.

Склоны водоразделов отличаются большим разнообразием, что связано с характером денудационных процессов (снос, транзит, накопление),

Рис. 2. Модель тектонического рельефа в пределах верхнего течения р. Вост. Хандыга.

Условные обозначения: Верхнепермские отложения свит: 1 - менкеченской, 2 - чамбинской, 3 - имтачанской; триасовые отложения свит: 4 - некучанской, 5 - харчанской, 6 - сеторымской, 7 - малтанской; 8 - верхнечетвертичные отложения, 9 - современные отложения; 10 - диориты, гранодиориты и кварцевые диориты; 11 - реликты поверхностей выравнивания (мел-палеоген); рельефообразующие разломы: 12- воздымание на 1600м, 13- воздымание на 1400м., 14 - воздымание на 1100м., 15 - воздымание на 600м, 16 - линия пассивного, малоамплитудного разлома; 17 - номер блока, знак и амплитуда вертикального перемещения в метрах; 18 - современный гипсометрический уровень поверхности блока; 19 - уровень фоновой поверхности; разломы: КБ - Кюрбеляхский, СТ - Сеторымский; на врезке - расположение района

литологическим составом слагающих их пород, крутизной и абсолютными высотами склонов и другими ранее перечисленными факторами [14]. Тем не менее характер склонов и протекающих на них процессов можно представить в виде обобщенной модели (рис. 3).

По совокупности признаков в районе выделяются следующие типы склонов:

- крутые, часто обрывистые (гравитационного срыва более 40о);

- склоны делювиально-осыпного сноса средней крутизны (около 30°);

- склоны делювиального сноса и пологие склоны делювиально-солифлюкционного накопления.

Первый тип склонов отличается большой крутизной (более 40°) и развит вблизи вершинных частей водоразделов, в истоках интенсивно врезающихся ручьев и временных водотоков, в бортах каньонов и ущелий. В большинстве своем имеет северную экспозицию. Это склоны камнепадного и обвально-осыпного сноса. Летом и осенью на таких склонах часто происходят крупные обвалы, а зимой и весной эти процессы часто предваряются сходом снежных лавин. Такие склоны характерны, например, для реки

СВДНы НАПОПЛеН!^ ' г-±

Рис. 3. Характерная для территории модель склонов с обуславливающими их процессами [15]

Восточная Хандыга, руч. Сеторым, руч. Ухун-Курунг, руч. Суп и других.

Склоны делювиально-осыпного сноса менее крутые, обычно имеют южную экспозицию и часто приурочены к местам выходов алевролитовых и глинистых толщ. Типичным примером таких склонов является участок левобережья р. Вост. Хандыга, где наблюдается ряд субпараллельных ложбин стока временных потоков с конусами выноса в нижней части склона (делли).

На отдельных участках таких склонов местами наблюдаются подповерхностные делювиальные процессы, обусловленные вымыванием весеннелетними инфильтрационными водами мелкозернистых фракций из толщи грубообломочно-щебенчатого делювия (термосуффозия).

Делювиальный снос характерен для склонов небольшой крутизны (до 15°) и преобладающей северной экспозиции. Такие склоны обычно сильно задернованы и отличаются мелкобугристой поверхностью из-за широкого распространения солифлюкционных валов, террас и бугров.

Склоны делювиально-солифлюкционного накопления характеризуются весьма небольшой крутизной и иногда представляют собой как бы слившиеся воедино конуса выноса временных потоков, образующих коллювиальные шлейфы у подножий всех других типов склонов. Формирование таких склонов происходит как под влиянием делювиальных, так и при участии пролювиальных и солифлюкционных процессов. Криогенные процессы, развитые на территории всей северной части Южного Верхоянья, способствуют формированию многочисленных микро- и мезоформ современного рельефа. К ним относятся полигональные «почвы» и каменные многоугольники, оползни, курумы (каменные реки), солифлюкционные террасы, валы, а также сезонные и многолетние наледи [16].

Формирование всех этих форм рельефа связано с сезонным оттаиванием и последующим промерзанием поверхности многолетнемерзлого слоя. При этом важное значение имеют криогенные денудационные процессы - солифлюкция и десерпция.

С криогенными процессами связано и формирование термокарстовых воронок и западин, а также термоэрозионных обрушений берегов с образованием отрицательных микроформ рельефа (термокарстов). Такие формы микрорельефа хорошо представлены на поверхности ледниковой террасы на левом берегу руч. Кюрбелях в его приустьевой части.

Многие черты современного рельефа района обусловлены интенсивной речной деятельностью. Как уже отмечалось, характеризуемая территория имеет хорошо развитую гидросеть перистого типа [17]. По форме поперечного профиля и морфологическим особенностям вдоль рек в районе выделяют пять типов речных долин:

1) широкие зрелые троговые долины с плоским днищем и комплексом террас различного генезиса и уровня, с преобладанием боковой эрозии (р. Вост. Хандыга, р. Кюрбелях, р. Сеторым);

2) узкие троговые долины с плоским днищем и комплексом низких аллювиальных террас, с интенсивными процессами боковой эрозии (рч. Вера);

3) узкие троговые долины с каньонообразным врезом современного русла и фрагментарно сохранившимися низкими аллювиальными террасами (руч. Суп);

4) каньоны и каньонообразные участки долин с крутым порожистым продольным профилем и интенсивной глубинной эрозией (руч. Юлгин, Канарейный, Вилка);

5) ^образные молодые долины с интенсивными процессами современного врезания (руч. Лагерь, Хмурый).

К первому типу относятся долины рек Вост. Хандыга, Кюрбелях, Сеторым и других крупных водотоков региона. Они отличаются троговой формой долин, значительной их шириной (до 2 км и более по днищу), небольшим продольным уклоном (до 12 м/км) и представительным комплексом террас - от пойменных 1- 3-метрового уровня до 40- 60-метровых цокольных ледниковых террас. В руслах этих рек часто встречаются сезонные наледи, а по рекам Кюрбелях и Сеторым, ручью Наледный отмечаются и многолетние их разновидности.

Приуроченность долин рек Сеторым и Кюрбелях к одноименным разломам предопределила их некоторые отличия от других крупных долин. Здесь широко развиты эрозионно-тектонические формы рельефа: скальные обрывы, тектонические останцы и отторжен-цы, узкие каньонообразные участки, висячие ледниковые долины боковых притоков и т. д.

Второй тип речных долин характерен для ручьев Некучан, Харчан, Наледный и других относительно небольших водотоков небольшой ширины. Здесь интенсивно протекают процессы глубинной и боковой эрозии, часто отмечаются сезонные наледи, скальные береговые обрывы и низкие аллювиальные террасы.

Наиболее распространен в районе третий тип долин (ручьи Суп, Лагерь, Долгочан, Вера, Чертов Брод и др.) с характерной троговой формой. Русло этих водотоков обычно на 20-50 м врезано в днище трога, образуя местами очень узкие каньоны. Ширина таких долин не превышает 400-500 м, в верховьях этих ручьев днище трога обычно переходит в кары или цирки.

Два оставшихся типа долин присущи небольшим водотокам района, причем У-образные формы характерны как для мелких ручьев, так и для верховьев более крупных.

В бортах долин крупных и средних водотоков располагаются фрагменты террас различной высоты. Среди них выделяются следующие типы:

а) пойменные аккумулятивные террасы высотой 1-3 м;

б) надпойменные аккумулятивные террасы высотой до 5 м;

в) цокольные ледниковые террасы высотой 5-10 м;

г) цокольные ледниковые террасы 15-20-метрового уровня;

д) ледниковые террасы высотой 40-60 м;

е) днища «верхних трогов» 300-500-метрового уровня (последние весьма редки).

Первые два типа террас обычны для всей гидросети, отличаются большими размерами и хорошей сохранностью; часто пойменные террасы сильно залесены и характеризуются четко выраженными бровкой, тыловым швом и слабо наклоненной к руслу поверхностью.

Террасы 5-10 - метрового уровня (цокольные

террасы) представлены фрагментами, прослеживаются в бортах долин наиболее крупных водотоков (реки Вост. Хандыга, Кюрбелях, Сеторым). Они протягиваются на сотни метров по длине, а ширина их достигает 200 м. Поверхность террас этого уровня обычно закрыта ягельником, местами пересыпана ледниковыми отложениями - моренами.

Наиболее высокими в районе являются ледниковые (цокольные) террасы высотой 40-60 м. Отдельные их фрагменты отмечаются по долине р. Восточная Хандыга, но наиболее крупные фрагменты таких террас сохранились по левому борту долины р. Сеторым в среднем её течении. Террасы, в основании которых лежат коренные породы, перекрыты ледниковыми отложениями. Бровки таких террас выражены четко, тогда как тыловой шов у них постепенно переходит в террасо-увал и во многих местах затушеван солифлюкционными микроформами рельефа.

На основании выполненных исследований и интерпретации полученных результатов сделаны следующие выводы:

1) современное геоморфологическое строение территории главным образом обусловлено процессом тектонического воздымания территории.

2) ледниковыми и экзогенными процессами сформированы наиболее распространенные площадные формы рельефа, которые носят сопутствующий характер.

3) Поверхности выравнивания характеризуют стадии тектонического покоя, на основании интерпретации полученных данных в районе гипсометрически выделены три поверхности выравнивания.

4) трем поверхностям выравнивания района соответствуют три яруса рельефа; усредненная абсолютная отметка верхнего яруса составляет 2000 м, среднего яруса - 1600 и нижнего яруса - около 1000 м;

5) средняя высота склонов и уступов, разделяющих ярусы рельефа, составляет соответственно 400 и 500 -600 м;

6) верхняя поверхность выравнивания наклонена на север, средняя почти горизонтальна, а нижняя наклонена к западу, северо-западу;

7) возраст древней (исходной) поверхности выравнивания условно позднемеловой-палеогеновый, средней поверхности - средне-позднечетвертичный, а нижней - современный;

8) Нижняя поверхность выравнивания, в настоящее время находится на стадии активного формирования.

9) Полученные данные в дальнейшем позволят создать обоснование для постановки работ по определению уязвимости к опасным экзогенным процессам опытных участков трассы.

Исследование выполнено при поддержке Министерства образования и науки Российской Федерации, соглашение 14.А18.21.0607

Л и т е р а т у р а

1. Домохотов С. В. Геологическая карта СССР масштаба 1:1 000 000. Лист Р-54 (Оймякон). Редактор А. С. Симаков. М., Госгеолтехиздат, 1962 г.

2. Белоусов В. В.Проблема происхождения складчатости (вступительные замечания) // Складчатые деформации земной коры, их типы и механизм образования. - М.: Изд-во АН СССР, 1962. - С. 3-8.

3. Коростелев В. И., Дмитриев П. С., Наумов В. А. Отчет о геологических работах масштаба 1:50 000 на площади листов Р-54-27 В, Г за 1972-1977 гг. Кюрбеляхская партия по хоздоговорной теме № 5. Хандыга, 1977 г.

4. Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республики Саха (Якутия) / Ред. Л. М. Парфенов, М. И. Кузьмин. - М.: МАИК “Наука / Интерпериодика”, - 2001. 571 с.

5. Ананичева М. Д., Кренке А. Н., 2005. Эволюция высот климатической снеговой линии и границы питания ледников на северо-востоке Сибири в ХХ веке, Материалы гляциологических исследований, вып. 98, с. 225-233.

6. Чайко А. В., Мистрюков А. А. Классификация комплексов экзогенных рельефообразующих процессов и проблема их картографирования. Геоморфология. - № 1. - 1992. - С. 25-29.

7. Каталог ледников СССР, 1981. Т. 19, Северо-восток, ч. 3.

8. Ананичева М. Д., Давидович Н. В., Мерсье Ж. Л., 2003. Изменения климата северо-востока Сибири за последнее столетие и отступание ледников Сунтар-Хаята, Материалы гляциологических исследований, вып. 94, с. 216-225.

9. Граве Н. А., Гаврилова М. К., Гравис Г. Ф. и др., 1964.

Промерзание земной поверхности и оледенение хребта Сунтар-Хаята, Гляциология, т. 16, 143 с.

10. Некрасов И. А., Максимов Е. В., Климовский И. В., 1973. Последнее оледенение и криолитозона Южного Вер-хоянья, Якутск, Книжное изд-во, с.151

11. Ананичева М. Д., Давидович Н. В., 2002. Реконструкция оледенения хребта Сунтар-Хаята в периоды оптиму-мов четвертичного времени, Материалы гляциологических исследований, вып. 93, с. 73-79.

12. Дмитриев П. С., Третьяков М. Ф. Тектонический рельеф зоны Сунтарской системы разломов Наука и образование. Якутск., 2002. № 3

13. Дмитриев П. С. Мезо-кайнозойские поверхности выравнивания и коррелятные отложения хр. Андрей-Тас // Геология и особенности размещения полезных ископаемых Якутии. Якутск: Изд-во ЯГУ, - 1977. - С. 112-118.

14. Горелов С. К., Граве М. К., Козлова А. Е., Тимофеев Д. Л. Карта современных геоморфологических процессов СССР масштаба 1 : 2500000. Геоморфология. - № 1. -1990. - С. 4-14.

15. Коростелев В. И. Отчет о работе маршрутно-геологической партии по листу Р-54-VIII за 1960 г., Хандыга 1960 г.

16. Некрасов И. А., Максимов Е. В., Климовский И. В., 1973. Последнее оледенение и криолитозона Южного Верхоянья, Якутск, Книжное изд-во, с.151

17. Жижин В. И., Оксман В. С., Рожин С. С., Пуляев Н. А.,

Филиппов В. Р. Учебная геолого-съемочная практика на Томпонском полигоне им. В. И. Коростелева: учебное

пособие. Ч. 2. -Якутск: Издательский дом СВФУ, - 2012. -92 с.