Карст Русской равнины

Карстовые формы по морфолого-генетическому признаку могут быть подразделены на поверхностные, подземные и погребенные.

ПОВЕРХНОСТНЫЕ КАРСТОВЫЕ ФОРМЫ

К поверхностным карстовым формам, развитым на территории Русской равнины, относятся карры, поноры, воронки, котловины, полья, карстовые рвы и желоба (богазы), суходолы и ниши.

По происхождению поверхностные карстовые формы подразделяются в основном на коррозионные, коррозионно-гравитационные, коррозионно-суффозионные и коррозионно-суффозионно-эрозионные. Это деление, однако, в значительной мере условно, поскольку в образовании карстовых форм обычно весьма трудно выявить доминирующую роль какого-либо процесса. Нередко они имеют сложное сметанное происхождение, поэтому вполне правомерно морфологически сходные карстовые формы разного генезиса рассматривать вместе.

Карры на Русской равнине встречаются редко. Между тем на участках выхода карстующихся пород отмечены все основные типы карров. На пологих поверхностях развиваются преимущественно бороздчатые и трещинные карры, а на крутых — желобковые. «Пупковые карры располагаются одиночно или группами. Карры образуются в результате растворения породы (часто вдоль трещин) и выноса растворенного вещества стекающими по поверхности струйками воды. На крутых склонах важную роль играет также эрозия. Зимой в карровых углублениях задерживается снег. Талые снеговые воды способствуют дальнейшему развитию карров. Особенно интенсивно они развиваются на поверхности химически чистых пород, образуя сложные лабиринты борозд и желобков, разделенных не менее причудливыми гребнями. Иногда гребни расчленены поперечными углублениями на острые зубья и шипы. Встречаются меандрирующие карры.

На Русской равнине карбонатные и сульфатные породы обнажаются на сравнительно небольших участках, преимущественно по берегам рек и оврагов, поэтому карры имеют здесь относительно небольшие размеры по сравнению с каррами горных субтропических областей, где иногда, как пишет Н. А. Гвоздецкий, «борозды приобретают характер прямолинейных ущельиц от 5 до 15 м глубиной и до 3–4, а то и до 25 м шириной при длине в несколько сотен метров». Карры на Русской равнине относятся главным образом к микроформам. Они обычно представляют собой неглубокие резко очерченные бороздки, разделенные гребнями шириной 1–2 см и высотой 0,5–1 см.

Поноры — небольшие в виде колодцев или воронок отверстия — широко распространены, особенно на дне и склонах карстовых воронок, котловин и суходолов. Нередко они заилены рыхлым материалом. Диаметр поноров не превышает 1 м, а глубина 2–3 м. Поноры образуются в результате растворения и размыва трещиноватых карстующихся пород природными водами и представляют собой в основном небольшие вертикальные, округлые каналы или расширенные растворением трещины. По мере развития поноры превращаются в карстовые воронки.

Воронки чаще всего встречаются на Русской равнине. Размеры их и форма самые разнообразные. Наиболее крупные достигают 200 м длины и 30 м глубины. Существует несколько морфологических и генетических классификаций карстовых воронок. По происхождению они могут быть отнесены к следующим основным генетическим типам: а) поверхностного выщелачивания (коррозионные или коррозионно-эрозионные), б) провальные (коррозионно-гравитационные), в) просасывания (коррозионно-суффозионные или коррозионно-суффозионно-эрозионные), г) сложные (коррозионно-суффозионно-гравитационные). и д) напорные, образованные восходящими источниками.

Воронки поверхностного выщелачивания встречаются лишь на выходах карстующихся отложений и образуются за счет выноса преимущественно в растворенном состоянии через подземные каналы выщелоченной на поверхности породы. Диаметр воронок поверхностного выщелачивания пе превышает 10–15 м, а глубина 2–5 м.

Провальные воронки, образующиеся преимущественно путем обвала свода подземной карстовой полости, распространены весьма широко. В некоторых районах Русской равнины провалы особенно часты. Так, по ориентировочным подсчетам в окрестностях г. Кунгура (Уфимское плато) в среднем ежегодно один провал происходит на площади 10 км², а близ г. Дзержинска (Среднее Поволжье) — на площади 50 км². Размеры и морфологические особенности провалов в значительной мере зависят от литологии карстующихся пород, состава перекрывающих их рыхлых отложений, а также от глубины залегания подземных вод. Наиболее крупные формы возникают в условиях гипсового карста, особенно на участках глубокого залегания подземных вод. Карстовые провалы нередко достигают 20–30 м в диаметре и 10–20 м глубины. К самым крупным относится провал, который произошел в 1920 г. у д. Алифаново (низовье р. Сухоны). На месте его образовалась воронка диаметром 140 м и глубиной 50 м.

Большими размерами отличается также Пивоваровский провал, расположенный в центральной части Русской равнины (правобережье нижнего течения р. Клязьмы). Он образовался в результате обрушения кровли над огромной подземной полостью, приуроченной к толще гипса, залегающего на значительной глубине от поверхности. Глубина провала 40 м (рис. 1). К очень глубоким провалам относятся Акташский (Бугульминско-Белебеевская возвышенность), достигавший в 1939 г. 52 м глубины, и Бреховской (Сылвинский Кряж), имевший в 1953 г. глубину 45 м.

Карстовые провалы, образованные в рыхлых отложениях, первоначально очень глубоки (до 50 м и более), с резкими очертаниями и отвесными склонами. Скоро (уже через 15–20 лет), однако, они превращаются в неглубокие (5–7 м) пологосклоновые воронки, диаметр которых в несколько раз превышает диаметр провала. На это обратил внимание еще А. А. Крубер (1901), исследовавший карстовые провалы к югу от г. Тулы. Лишь на участках, где карстующиеся породы перекрыты толщей песчаников, размеры и форма провала мало изменяются в течение длительного времени.

Рис. 1. Пивоваровскнй карстовый провал, расположенный в низовьях р. Клязьмы, глубиной 40 м

Воронки просасывания наиболее распространены на Русской равнине. Они образуются путем вмывания рыхлых покровных отложений в трещипы и полости карстующихся массивов. Воронки просасывания, возникающие в толще покровных образований, отличаются обычно правильной конической формой; лишь на участках, где вмыв рыхлого материала происходит в нескольких местах, они приобретают сложную форму. Размеры воронок просасывания самые разнообразные, в отдельных случаях их диаметр составляет 200 м, а глубина 30 м.

Сложные воронки образуются как за счет провальных процессов, так и процессов просасывания. Эти воронки встречаются довольно часто и имеют самые различные размеры.

Напорные карстовые воронки, формирующиеся в результате выщелачивания карбонатных и сульфатных пород водами восходящих источников, встречаются во многих районах Русской равнины (рис. 2). Наиболее известны среди них котловины озер Табашинского, Голубого и Красного Ключа. Из озера Табашинского (Среднее Поволжье) длиной 800 м, шириной 400 м и глубиной 53 м вытекает речка Пижанка, что указывает на питание его подводными восходящими источниками. На дне Голубого озера, расположенного в Татарии, находятся две карстовые воронки, которые называются Большой и Малой Пучиной. Из Большой Пучины диаметром 50 м и глубиной 15 м начинается восходящий карстовый источник с дебитом 250 л/сек. Особый интерес представляет гигантский источник Красный Ключ (Уфимское плато), вытекающий из двух воронок. Диаметр основной воронки 70 м и глубина 38 м.

Рис. 2. Напорная карстовая воронка, образованная восходящими Таицкими источниками (Ижорская возвышенность)

Котловины (или ýвала) образуются за счет роста отдельных воронок или слияния нескольких карстовых воронок различного происхождения. Они нередко имеют сложное строение и большие размеры (более 200 м в диаметре и до 100 м глубины). Форма котловин обычно вытянутая, склоны иногда крутые. Примером крупной карстовой котловины может служить котловина, расположенная у д. Мутной (восточная окраина Русской равнины). Она представляет собой чашеобразное расширение долины р. Мутной (правый приток р. Чусовой) поперечником около 1 км и глубиной 100 м. Склоны котловины крутые.

Полья[1] — это огромные (длиной более 2000 м и глубиной 50–100 м) замкнутые котловины, характеризующиеся своеобразными гидрографическими особенностями. В классических карстовых регионах их отмечают ровное дно и крутые склоны. Полья имеют сложное тектонико-коррозионно-эрозионное происхождение. В условиях платформенных равнин они образуются путем слияния группы карстовых воронок и котловин. Примером такого полья на Русской равнине служит Ворсминская карстовая депрессия, расположенная на правобережье р. Кишмы (правый приток Оки). Площадь ее около 30 км², глубина до 50 м. Поверхность этой огромной котловины изрыта неправильно чередующимися округлыми понижениями, молодыми карстовыми провалами и долинами небольших исчезающих рек. По своим размерам и гидрогеологическим особенностям приближаются к полью также Низковская, Дикоозерская и Мазуевская карстово-эрозионные котловины, расположенные на Уфимском плато. Наиболее крупная из них Дикоозерская достигает 4 км длины, 1,8 км ширины и 90 м глубины. На дне этих котловин находятся многочисленные озера и восходящие карстовые источники.

Карстовые рвы и желоба (богазы), представляющие собой вытянутые впадины, длина которых в несколько раз превосходит их ширину, по происхождению делятся на две разновидности: а) рвы, приуроченные к трещинам разгрузки (отседания, скола, бортового отпора), и б) рвы, образованные в результате обрушения и оседания глыб карстующихся пород над подземными полостями в зонах интенсивного стока подземных вод.

Карстовые рвы, связанные с трещинами разгрузки, широко распространены на крутых склонах речных долин во многих районах Русской равнины. Они представляют собой прямолинейные или извилистые углубления длиной до 50–200 м, шириной 1–20 м и глубиной 5–10 м. Стенки рвов нередко сложены коренными породами, а дно занято делювием. Другая разновидность рвов и желобов обязана обрушению или оседанию карстующихся пород и покровных отложений над подземными полостями в зонах интенсивного стока подземных вод. Они встречаются у основания склонов цокольных террас, на дне суходолов, реже на водоразделах, где оконтуривают иногда островные возвышенности. Такие рвы достигают 1000–2500 м длины, 10–200 м ширины и 10–15 м глубины. Образуясь в результате слияния цепей карстовых впадин, они по мере развития превращаются в карстово-эрозионные формы. Среди наиболее крупных рвов такого происхождения выделяется ров на правом склоне лога Баги-лева, расположенного на водоразделе рек Сылвы и Бабки (Уфимское плато) у д. Кайгородово. Протяженность его более 2 км, а ширина дна, осложненного карстовыми воронками, 50–100 м. К таким же рвам относится ров на юго-западном окончании Себеусадской структуры (Среднее Поволжье), протянувшийся с северо-востока на юго-запад на 5 км. Ширина его изменяется от 30 до 160 м, а глубина достигает 45 м. Ров образовался в результате слияния 23 воронок, 16 из которых в настоящее время заполнены водой. Самый крупный карстовый ров на Русской равнине отмечен в южной части Вятского увала на склоне Сотнурской возвышенности на левобережье р. Илеть. Длина его около 16 км, ширина 200–500 м, а наибольшая глубина 85 м. На дне и склонах рва широко распространены воронки и озера. Наиболее глубокое карстовое озеро Морской Глаз имеет диаметр 50 м и глубину 35 м.

Суходол, или сухая долина, — это типичная карстовая форма. Суходолы возникают там, где карстовые образования переводят поверхностный сток в подземный (рис. 3). Длина карстовых суходолов обычно не превышает 2–3 км. Самый крупный суходол на Русской равнине — на р. Яманъелге (Уфимское плато). Длина его около 60 км.

Рис. 3. Суходол р. Рагуши (Валдайская возвышенность)

Ниши — переходные формы от поверхностных к подземным. На возвышенных участках они образуются путем более интенсивного выщелачивания отдельных слоев карстующихся пород стекающими по обрыву водами, а в речных долинах и на морских побережьях — под воздействием речных и морских вод.

Карстовые останцы, характерные для тропических областей, на территории Русской равнины не встречаются. Между тем некоторые образования с известной долей условности могут быть отнесены к таким формам. Интересны, например, небольшие известняковые останцы на плато Костивере (Северная Прибалтика). Высота их обычно не превышает 3 м. Некоторые останцы имеют форму гриба, что связано с различной степенью выщелачивания отдельных пластов известняка (рис. 4). А. А. Дубянский (1937) к карстовым останцам относит причудливые меловые столбы, поднимающиеся на правобережье Дона близ устья Тихой Сосны. Они достигают иногда высоты 10–12 м. Своеобразные гипсовые останцы отмечены также в низовьях р. Лургазы (Западная Башкирия). Самый крупный из них имеет длину 230 м, ширину 140 м и высоту 15 м.

Рис. 4. Карстовый останец на плато Костивере (Северная Прибалтика)

ПОДЗЕМНЫЕ КАРСТОВЫЕ ФОРМЫ

К подземным карстовым формам относятся пещеры, полости, закарстованные трещины и каверны. Наибольший интерес среди них представляют пещеры, характеризующиеся иногда сложным строением и значительными размерами. Наклонные и вертикальные пещеры в зависимости от глубины и особенностей строения подразделяются на колодцы (вертикальные полости глубиной до 20 м), естественные шахты (вертикальные полости и система вертикальных полостей глубиной от 20 до 200 м) и пропасти (система полостей глубиной более 200 м).

На Русской равнине пещеры имеют широкое распространение и нередко достигают значительных размеров. К наиболее крупным пещерам относятся: Оптимистическая (длина 110840 м), Озерная (длина 102 570 м), Крывченская (длина 18 785 м), Млынки (длина 14 120 м), Вертеба (длина 7820 м), Конституционная (длина 5700 м), Кунгурская ледяная (длина 5600 м) и Ленинградская (длина 3400 м). Оптимистическая пещера по общей длине подземных галерей находится на первом месте в СССР и на третьем в мире после пещер Флинт-Мамонтова (США) длиной 290000 м и Хёллох (Швейцария) длиной 123 800 м.

Колодцы и шахты представляют собой вертикальные или наклонные полости, имеющие обычно узкое входное отверстие и значительную глубину. Шахты отмечаются главным образом в горных странах, где они достигают иногда большой глубины. Самой глубокой (950 м) карстовой шахтой-пропастью в СССР является Киевская на Кырктау (Средняя Азия). Она относится к наиболее глубоким пропастям в мире, хотя примерно на 380 м меньше глубочайшей пропасти Пьер-Сен-Мартен (1332 м), расположенной во Франции. В равнинных областях такие гигантские шахты-пропасти не встречаются. К наиболее глубоким карстовым шахтам Русской равнины относится Саранская (Уфимское плато), имеющая глубину 49 м.

Основную роль в формировании многих карстовых полостей играют инфильтрационные и инфлюационные дождевые и талые снеговые воды, проникающие по трещинам различного происхождения в толщу карбонатных и сульфатных пород. Определенную роль играют также напорные и конденсационные воды. В отличие от подземных ручьев и озер конденсационные воды воздействуют на всю поверхность полости, в связи с чем оказывают наибольшее влияние на морфологию пещер.

Своеобразие карстовых пещер определяется сложным комплексом природных факторов и прежде всего морфоструктурными и гидрогеологическими особенностями территории.

Теория происхождения известняковых карстовых пещер была разработала У. М. Дейвисом (1930). В их эволюции он различал пять основных этапов: а) зачаточные каналы, формирующиеся в зоне полного насыщения медленно движущихся фреатических вод, находящихся под давлением; б) зрелые галереи, когда в условиях распространения безнапорных вадозных[2] потоков начинает доминировать механический размыв (корразия); в) сухие галереи, возникшие в результате ухода воды в глубь массива, вследствие регионального поднятия территории: г) натечно-аккумулятивная, характеризующаяся заполнением галерей натечно-капельными и другими пещерными отложениями; д) разрушения подземных галерей (пенепленизация).

На основе развития взглядов У. М. Дейвиса было создано представление о фреатической (пещерные галереи разрабатываются подземными водами, находящимися под давлением) и вадозной (подземные воды свободно, не под напором движутся по галереям в сторону дренирующих систем) стадиях развития пещер.

Наиболее полно вопросы эволюции подземных полостей разработаны советскими исследователями Г. Л. Максимовичем и Л. И. Маруашвили, которые выделили несколько стадий формирования горизонтальных карстовых пещер.

Первая стадия — трещинная, затем щелевая. По мере увеличения ширины трещин и щелей в них проникает все большее количество воды. Это активизирует карстовые процессы, особенно на участках чистых разностей пород. Пещера переходит в каналовую стадию. При расширении каналов подземные потоки приобретают турбулентное движение, что еще более усиливает процессы коррозии и эрозии. Это — стадия подземной реки, или воклюзовая. Она характеризуется значительным заполнением подземного капала водным потоком и выходом его в виде воклюзного источника на дневную поверхность, а также образованием органных труб, обвалом сводов, ростом гротов.

В связи с размывом дна подземного капала, вода просачивается по трещинам в глубь карбонатных и галогенных толщ, где на более низком уровне разрабатывает новые полости, формируя нижний этаж пещеры. Постепенно подземные каналы расширяются, а водный поток частично, а затем полностью уходит в нижние горизонты массива, и пещера становится сухой. В нее проникают по трещинам в кровле лишь инфильтрационные воды. Это (по Г. А. Максимовичу) коридорно-гротовая натечно-осыппая (водно-галерейная, по Л. И. Маруашвили) стадия развития пещеры. Она отличается широким распространением химической и механической аккумуляции (в гипсовых пещерах стадия натечной аккумуляции отсутствует). Потолок и стены пещеры покрываются разнообразными кальцитовыми натеками. Образуются каменные и земляные осыпи, последние располагаются преимущественно под органными трубами. Накапливаются также отложения рек и озер. С уходом водотока дальнейшее увеличение подземной полости резко замедляется, хотя коррозионная деятельность продолжается за счет инфильтрационных и конденсационных вод.

По мере развития пещеры она переходит (по Г. А. Максимовичу) в коридорно-гротовую обвально-цементационную (сухо-галерейную, по Л. И. Маруашвили) стадию. Па этой стадии в результате обрушения кровли над подземными полостями возможно вскрытие некоторых частей пещеры. Постепенно обрушение свода пещеры приводит к полному ее уничтожению, что особенно характерно для верхних частей, отличающихся небольшой мощностью кровли. На уцелевших участках остаются лишь карстовые мосты и узкие арки. При полном разрушении пещеры, заложенной недалеко от земной поверхности, образуется карстовая долина. По мнению Л. И. Маруашвили, «выделение обвальной стадии и ее отнесение к заключительной стадии нарушают действительный ход событий. Превращение неглубоко заложенной пещеры в результате обрушивания кровли в каньон, как правило, осуществляется в водно-галерейную стадию, что доказывается наличием рек в большинстве каньонов, образовавшихся таким путем».

Еще толща кровли превышает 100–200 м, то провалы в ней, как правило, не образуются, а подземные полости заполняются обрушившимися с потолка глыбами породы и принесенными песчано-глинистыми отложениями, которые разбивают пещеру на отдельные изолированные полости. В этом случае развитие пещеры заканчивается коридорно-гротовой обвально-цементационной стадией.

Продолжительность отдельных стадий пещерообразовательного цикла, отличающихся своими гидродинамическими и морфологическими особенностями, спецификой физико-химических процессов и своеобразием биоклиматических условий, измеряется десятками и сотнями тысячелетий. Так, сухо-галерейная стадия пещеры Кударо (Кавказ) продолжается уже 200–300 тыс. лет. Что касается ранних стадий развития пещер (трещинная, щелевая, каналовая и воклюзовая), то их продолжительность значительно короче. По мнению Л. И. Маруашвили, пещеры «могут достигать зрелого водно-галерейного состояния за несколько тысячелетий от начального момента своего развития».

Таким образом, карстовые пещеры характеризуются сложной эволюцией, особенности которой зависят от сочетания самых различных факторов, определяющих нередко значительные отклонения от рассмотренной схемы. Развитие пещер в силу тех или иных причин может прекратиться или вновь начаться на любой морфологогидрологической стадии. Сложные пещерные системы состоят обычно из участков, находящихся на разных стадиях развития.

Особенностью многих пещер является их многоярусность, причем верхние ярусы по возрасту всегда значительно старше нижележащих. В равнинных условиях количество этажей карстовых пещер не превышает 2–4, тогда как в горных областях оно увеличивается до 8–11. Расстояние между двумя смежными уровнями многоэтажных пещер колеблется от нескольких метров до нескольких десятков. Обрушение сводов, разделяющих пещерные этажи, приводит к образованию гигантских гротов, иногда достигающих высоты 50–60 м.

Появление нового этажа Г. А. Максимович связывает с тектоническим поднятием района, где находится пещера. Н. А. Гвоздецкий основную роль в развитии многоэтажных пещер в условиях большой мощности карстующихся пород отводит восходящим движениям, которые рассматривает не как нарушающий фактор, а как общий фон эволюции карста. По мнению Л. П. Маруашвили, мпого-ярусность пещер может быть определена не только тектоническим поднятием карстового массива, по и общим понижением уровня океана (эвстазия), что вызывает интенсивное углубление речных долин и быстрое снижение уровня горизонтальной циркуляции карстовых вод.

Ярусность лучше всего выражена у пещер равнинных и предгорных территорий, отличающихся сравнительно медленными тектоническими поднятиями. В процессе формирования пещер иногда наблюдается смещение оси пещерных галерей от первоначальной вертикальной плоскости. Интересна в этом отношении пещера Цуцхватская (Кавказ), образованная подземной рекой Шапатагеле. Пещера насчитывает И этажей, расположенных в высотном интервале 74 м. Каждый более молодой ярус (из девяти нижних) по отношению к предыдущему сдвинут к востоку, что связано с наклоном тектонических трещин, к которым приурочены подземные полости. Формирование второго яруса (Главпая галерея) Л. И. Маруашвили относит к началу вюрма, четвертого (Бизонова пещера) — к риссу, шестого — восьмого — к минделю, а девятого, десятого и одиннадцатого — к концу верхнего плиоцена.

Карстовые пещеры могут существовать иногда многие миллионы лет; Разумеется, возраст пещер в значительной мере зависит от литологического состава пород, в которых они формируются, и общей физико-географической обстановки. Однако даже в легкорастворимых сульфатных (гипс, ангидрит) образованиях пещеры сохраняются весьма длительное время. Интересны в этом отношении гипсовые пещеры Подолии, начало формирования которых относится к верхнему миоцену. И. М. Гуневский, исходя из особенностей геологического строения территории, степени трещиноватости пород, характера рельефа, морфологии подземных полостей и строения натечных образований, выделяет следующие этапы формирования подольских пещер: верхнесарматский (начало интенсивной глубинной эрозии), раннеплиоценовый (характеризующийся интенсификацией процессов вертикального направления), позднеплиоценовый (процессы горизонтальной циркуляции подземных вод преобладают над вертикальными), раппеплейстоценовый (процессы образования пещер достигают максимальной интенсивности), среднеплейстоценовый (процессы подземного карстообразования начинают затухать), поздпеплейстоценовый (аккумуляция минеральных и хемогепных образований), голоценовый (аккумуляция глыбовых отложений). Таким образом, возраст самых крупных в мире гипсовых пещер Оптимистической, Озерной и Крывченской (в Подолии) превышает, по-видимому, 2–10 млн. лет.

Возраст известняковых пещер может быть еще старше. Древние пещеры встречаются, однако, сравнительно редко, сохраняясь лишь в наиболее благоприятных природных условиях. Большинство карстовых пещер, особенно в сильно обводненных сульфатных породах, имеют молодой, преимущественно четвертичный пли даже голоценовый, возраст. Разумеется, отдельные галереи сложно построенных многоярусных пещер образовались в разное время, и возраст их может изменяться в значительных пределах.

ПОГРЕБЕННЫЕ КАРСТОВЫЕ ФОРМЫ

К погребенным карстовым формам относятся древние образования, выполненные преимущественно рыхлыми песчано-глинистыми отложениями и совершенно невыраженные в современном рельефе. Они представлены в основном воронками, котловинами, останцами и полостями. Некоторые погребенные отрицательные формы имеют громадные размеры. Так, вскрытая речными долинами карстовая впадина у хутора Лобачи (Калачская возвышенность) достигает 11 км длины и 60 м глубины. Интересны погребенные карстовые останцы в карбонатных отложениях девона и карбона, выявленные буровыми скважинами во многих районах Русской равнины. Особое положение занимают карстовые полости, которые встречаются до глубины 1200–2200 м. В Равнинном Крыму в мело-мергельных породах верхнего мела карст прослеживается даже до глубины 2800 м. Обнаружены подземные карстовые полости до 10 м в поперечнике и более.

Погребенные карстовые образования являются преимущественно формами палеокарста, связанного с древними эпохами карстообразования и последующим опусканием территории. Однако наличие на больших глубинах циркуляционных вод в отложениях карбона и девона указывает на развитие в трещиноватых карбонатных породах современных глубинных процессов выщелачивания. Интересные выводы об особенностях палеогеографии древнего (палеозойского и нижнемезозойского) карста Среднего Поволжья сделаны Л. В. Ступишиным (1967). Несколько спорным представляется лишь его предложение о названии неоген-четвертичного карста «неокарстом», хотя нельзя отрицать, что есть основания выделять карст, формирование которого проходило на фоне развития крупных элементов современного рельефа, и карст, развивавшийся в совершенно иной геоморфологической обстановке.