Большое разнообразие частных морфоскульптурных образований группируется в несколько генетических комплексов (рядов), в каждом из которых имеются преобладающие агенты движения вещества и формообразования (табл. 2). Приведенная схема классификации современных экзогенных процессов составлена на основе классификаций Л.Н.Ивановского (1993)  и генетической классификации склоновых процессов Э.Э.Титова (1971, 1976) с собственными дополнениями автора. В районе Тауйской губы, прилегающих шельфа и суши широко развиты региональные флювиальные, денудационные комплексы современных морфолитодинамических процессов (рис. 20). В составе комплекса денудационных процессов большое значение имеет криогенная группа. На отдельных участках рельефа активность отдельных процессов существенно выше вследствие влияния азональных природных и техногенных факторов морфолитогенеза. Ниже кратко охарактеризованы отдельные наиболее изученные зональные  процессы современного морфолитогенеза. 

Таблица 2 

Выветривание и эллювиальные процессы

Процессы площадного выветривания имеют наибольшее  распространение в верхнем поясе гор на участках экспонирования коренных горных пород. Выветриваением охвачены также скальные уступы и морские обрывы. В нижних частях склонов и во впадинах ход выветривания коренных пород замедляется, а нередко приостонавливается вообще, особенно в условиях криолитозоны. Основными факторами выветривания в горах Северного Приохотья являются колебания температур (температурное выветривание) и морозобойное выветривание, происходящее в результате расширения воды, неоднократно замерзающей и оттаивающей в трещинах и порах горной породы. Поэтому скорость выветривания пропорциональна сумме суточных амплитуд температуры и количеству ее переходов через точку замерзания воды. Процессы химического и биохимического выветривания в современном климате региона идут очень медленно, их продукты - глинистые минералы (преимущественно гидрослюды) - накапливаются в виде незначительной примеси в рыхлых отложениях. Не значительная часть вещества выносится в виде ионного и комплексного стоков. Важным фактором интенсивности и качества продуктов выветривания кроме климата являются петрографический и литологический состав горной породы, ее исходная трещиноватость, пористость и, особенно, структурно-текстурные характеристики. Динамические и механические характеристики материала выветривания по интрузивным, эффузивным и осадочным образованиям в горах Северного Приохотья весьма различны (табл.  3).

Физико-механические свойства коллювия склонов гор Северо-Востока (Титов, 1976)
 

Одним из важных теоретических и прикладных вопросов является оценка денудационной устойчивости конкретных горных пород в той или иной климатической обстановке. Информативным критерием устойчивости конкретных элементов рельефа, сложенных разными коренными породами,  является время полного обновления экспозиции, выраженное в годах. Современные методы позволяют рассчитывать это время с помощью лихенометрии (Галанин, 2002).  Анализ возрастной структуры локальных популяций долгоживущих накипных лишайников позволяет использовать лихенометрические индексы для количественной оценки интенсивности современного разрушения экспонируемых коренных пород. 

 В результате специальных исследований было выявлено, что возрастная структура, частотные распределения и другие биоиндикационные признаки локальных ценопопуляций лишайников-индикаторов на поверхностях различной денудационной устойчивости существенно различаются (Галанин, 2002). На менее устойчивых поверхностях стабилизация возрастной структуры наступает раньше. На основе статистического анализа датировок максимального времени экспонирования  скальных останцов и элювиальных щебнисто-глыбовых развалов построен предварительный ряд денудационной устойчивости некоторых морфоскульптур Северо-Востока, различающихся по петрографическому составу и строению (рис.  21). 

Анализ гранулометрического состава коллювия, обрушенного с коренных останцов,  дает возможность рассчитать среднюю мощность и распределение обломков по размеру в денудируемом  слое породы. Отношение этой мощности к времени полного обновления экспозиции позволяет оценить удельную денудационную устойчивость конкретного типа горных пород.

Склоновые процессы

Склоновый морфолитогенез является самостоятельным и важным звеном в цепи континентального гипергенеза и перераспределения рыхлого вещества на поверхности литосферы. Исследование основных закономерностей рельефообразующей и породообразующей деятельности склоновых процессов в конкретной физико-географической и геологической обстановке изучаемого региона способствует решению ряда теоретических и практических вопросов: палеогеоморфологическим реконструкциям, изучению склоновых россыпей, хозяйственному освоению склонов и т. д. Интенсивность склоновых процессов в существенной степени определяется составом и физико-механическими свойствами рыхлого покрова склонов. Следует иметь в виду что на территории Северного Приохотья вследствие сплошного и островного распространения многолетней мерзлоты практически все группы склоновых процессов эллювиального и гравитационного рядов имеют «криогенную» составляющую, участвующую как в подготовке вещества к движению, так и в его транспортировке вниз по склону. Поэтому деятельность собственно криолитогенных процессов более детально рассматривается в специальном разделе. На любом склоне, как правило, представлено большое количество элементарных участков, на которых интенсивность и характер движения могут существенно отличасться. Более того, спектр ведущих склоновых процессов варьирует в течении сезонов года, формируя сезонную их динамику. 

На исследуемой территории выделяются следующие основные закономерности пространственного размещения ведущих групп склоновых процессов:

1. Современный спектр зональных склоновых процессов региона характеризуется преобладанием криогенных разновидностей медленно протекающих процессов.

2. Каждому поясу гор характерен свой спектр ведущих склоновых процессов. Для верхнего пояса (снежников „и холодных пустынь) свойственно широкое распространение процессов обрушения (обвалы, осыпи, камнепады в лавины), курумов и оползней-осовов. Для среднего пояса (горных тундр и кустарников) характерно широкое развитие массовых (площадных) процессов: щебневых покровов и потоков, десерпции, медленной солифлюкции, плоскостного смыва, реже быстрой солифлюкции и курумов. Для нижнего пояса гор (горных редколесий) типично широкое распространение массовых процессов: медленной солифлюкции, плоскостного смыва, десерпции, оползней-потоков, оползней-оплывов.

3. Наблюдается приуроченность определенных склоновых процессов (и склонов) к определенным комплексам материнских пород. На склонах гор, сложенных кислыми магматическими породами, преобладают процессы обрушения (в верхнем поясе), курумы и десерпция (в нижнем поясе). На склонах гор, сложенных эффузивными породами, наиболее широко проявляются осыпание, лавины, десерпция, щебневые покровы и потоки, «каменные глетчеры», процессы, создающие «волнистые» склоны, редко - плоскостной смыв и солифлюкция. На склонах гор, сложенных осадочными породами верхоянского комплекса, активно протекают процессы отседания, солифлюкции, десерпции, менее активно - оползни-оплывы и оползни-потоки. В пределах приморских равнин, сложенных неоген-четвертичными рыхлыми образованиями, преобладают плоскостной смыв, десерпция, солифлюкция; с меньшей интенсивностью протекают оползневые процессы - оползни-блоки, оползни-оплывы и оползни-потоки.

4. Прочностные характеристики склоновых обломочных отложений Северного Приохотья и Колымского нагорья свидетельствуют о малой величине сопротивляемости матерала сдвигу. Угол внутреннего трения для крупнообломочных грунтов составляет 38-43°, для песка - 30-38°, для супесей - 17-27°, для суглинков - 16-19° (Титов, 1971, 1976). Структурное сцепление у крупнообломочных грунтов и песков, как правило, отсутствует, У супесей оно изменяется в широких пределах от 0,05 до 0,82 кг/см2; у суглинков - в пределах 0,20-0,94 кг/см2. Сопротивление сдвигу талых щебни-стых супесей с естественной влажностью близко к нулю: у мерзлых грунтов значение его увеличивается от 3,5 до 7,0 кг/см2 с понижением температуры грунтов от -1 до -5°. Незначительная величина сопротивления сдвигу талых грунтов благоприятствует активному деформированию их под действием собственного веса. Увеличение сопротивления сдвигу в мерзлых грунтах, однако, не препятствует развитию в них деформации типа «ползучести». Консистенция коллювия - прямой показатель его деформационных качеств. Щебнистые и дресвяные супеси и суглинки осадочных пород в талом состоянии обладают высокой пластичностью (в том числе и тиксотропностью) и в летний период обычно имеют пластичную, реже текучую консистенцию. Супеси и суглинки эффузивов также характеризуются высокими пластическими свойствами (7-9), консистенция их обычно текучая  (Титов, 1976).

Обваливание в пределах Северного Приохотья распространено локально и приурочено к верхнему поясу гор с резкорасчлененным денудационно-тектоническим и ледниковым рельефом. В ряде горных узлов вместе с осыпанием оно является ведущим склоновым процессом. В нижних поясах гор обваливание приурочено либо к склонам, активно подмываемым водотоками (Хетинский каньон), либо к молодым неотектоническим разрывным нарушениям, выраженным в рельефе в виде отвесных и очень крутых (более 35°) склонов. В прибрежной части Тауйской губы на участках развития эрозионно-тектонических берегов обваливание наблюдается почти повсеместно. Нередко материал обвалов поступает непосредственно в зону сублиторали, где формирует щебнисто-глыбовые участки дна. Процессы обваливания развиваются на самых разнообразных материнских породах, но чаще в областях распространения меловых вулканитов.

Камнепады представляют собой линейную разновидность обвалов, имеют общие с ними причины и условия возникновения, формы движения и области распространения. Развиты камнепады в верхнем ярусе гор обычно в сочетании с лавинами.

Осыпание в горах проявляется довольно активно и широко.  В парагенетической ассоциации с обваливанием и лавинным сносом оно является ведущим склоновым процессов в Приохотье. Осыпание тяготеет к верхнему поясу высокогорий, а в нижнем поясе проявляется лишь на склонах, подмываемых водотоками. Преобладающими формами осыпания являются «шелушение» всего склона или значительного его участка, а также интегральный процесс микрообваливания со скальных стенок или денудационных останцов. На участках с резкорасчлененным рельефом широко наспространены грубообломочные присклоновые конусы, представляющие собой аккумулятивные образования лавинно-обвально-осыпного сноса. К верхним частям конусов обычно примыкают литосборные воронки и лавинно-осыпные лотки. На наиболее активных, как правило, молодых тектонических склонах многочисленные лотки часто сливаются соседними боковыми частями, формируя волнистый примыкающий к нижней части склона грубообломочный аккумулятивный шлейф. По степени развитости подобных шлейфов, и по современной интенсивности сноса можно сделать некоторые выводы о современной (позднеголоценовой) тектонической активности данного участка морфоструктуры.

Отседание (скалывание) и расседание склонов в Северном Приохотье широко распространено. Захватывает этот процесс обычно верхние и средние части склонов, а нередко и весь склон. Морфологическими признаками отседания являются «рвы отседания» и «блоки отседания», чешуей покрывающие склоны долин на значительном их протяжении. Особенно широко развито гравитационное расседание междуречий и массовое перемещение обломочного материала вниз по склону. Явления отседания и расседания как и другие зональные склоновые процессы обладают различной интенсивностью и периодичностью. Однако, в отличие от обваливания и осыпания, локальный процесс отседания определенного участка склона весьма длительный и может протекать в несколько стадий (фаз отседания) на протяжении первых тысяч лет. В Примагаданье на участках развития крупных структур отседания выделены различные фазы и морфоскульптурные типы образований: трещины и рвы отседания, скальные оползни и оползни-обвалы, оползни-отторженцы и др. (Смирнов и др., 1999). Особенно широко они распространены на крутых склонах массивных выровненных междуречий в бассейнах рек Дукча, Каменушка, Магаданка и др., а также в полосе, примыкающей к абразионным береговым обрывам Тауйской губы. Геолого-геоморфологические условия формирования структур отседания и стадии их развития в Северном Приохотье рассмотрены в специальных исследованиях (Смирнов и др., 2000; Пахомов, Смирнов, 2002) . 

Оползни (типичные) в пределах Северного приохотья горных стран отмечаются редко, хотя по геологическому строению и орографии территория весьма близка к районам активного развития оползней (Кавказское побережье Черного моря, южный берег Крыма, Карпаты). Северо-Восток отличается от этих районов только мерзлотно-гидрогеологическими условиями. Вечная мерзлота придает явлениям сползания особый характер, заключающийся в том, что поверхностью скольжения обычно является кровля вечномерзлых пород, а толщина оползающей массы пород ограничивается мощностью деятельного слоя. Отмечены оползни на коренных склонах, опирающихся на русла рек и на уступах речных террас Колымской горной страны, а также на побережье Охотского моря. Оползни обычно единичны и имеют малые размеры.

Покровная солифлюкция (течение грунтов пластичной консистенции) развивается на увлажненных сглаженных склонах, сложенных глинисто-суглинистыми грунтами (суглинками или супесями со щебнем). Она проявлется чаще всего на более прогреваемых южных и западных склонах и нередко носит площадной характер. Поэтому в солифлюкционной моделировке склонов рассматриваемой территории покровной солифлюкции принадлежит ведущая роль, несмотря на относительно малые скорости (20-40 мм/год) (Титов, 1970, 1976). Конечный результат проявления покровной солифлюкции - формирование мощных (20-30 м и более) подсклоновых шлейфов. 

Дифференциальная солифлюкция (течение грунтов текучей консистенции) имеет локальный характер, обусловленный неравномерным увлажнением грунтов. Этй форма солифлюкции проявляется: в двух видах - медленном и быстром. Медленная дифференциальная солифлюкция характерна для грунтов с вязкотекучей консистенцией и проявляется в формировании разнообразных солифлюкционных потоков. Быстрая дифференциальная солифлюкция характерна для грунтов с жидкотекучей консистенцией. Проявляется она в форме быстрых, а иногда и катастрофических сплывов с образованием борозд, рытвин, деллей. Процессы дифференциальной солифлюкции нередко локально активизируются на осыпных и делювиальных, сложенных щебнеглыбовым материалом с суглинистым наполнителем в периоды переувлажнения сезонно-талого слоя. По некоторым сведениям особую форму солифлюкции представляет течение талых переувлажненных аллювиальных грунтов, слагающих поймы речных долин. Эта форма солифлюкции, известная как «маревая», приурочена к подрусловым таликовым зонам, имеет покровный характер и очень малые скорости (Титов, 1976).

Сползание грунтов (десерпция, крипп) - наиболее широко распространенный процесс на склонах низких и средневысотных хребтов Колымской и Приохотской горных стран. Однако исследователи Северо-Востока до сих пор не включают его в спектр склоновых процессов данной территории, несмотря на то, что характер и закономерности гидротермических движений изучены здесь достаточно полно. Наиболее общепринятыми разновидностями сползания являются термогенная, гидрогенная и криогенная (в том числе и стебельковая) десерпция. Все они активно проявляются в Приохотье, но наибольшие скорости процесса обусловлены криогенной десерпцией - до 100 мм/год (Титов, 1970; 1976).

Комплексное криогенно-гравитационное сползание. Среди всех форм массового движения обломочного материала, важное место в Северном Приохотье имеют курумы, которые, как правило, накладываются на структуры отседания, оползни, присклоновые коллювиальные шлейфы, а также формируются самостоятельно. Развитие курумов - сложный комплексный процесс, определяющее значение в котором имеет криогенный фактор. Развитый профиль курумных отложений характеризуется обратной сортировкой обломочного материала, т.е. размеры обломков с глубиной убывают от крупных глыб на дневной поверхности до дресвы и суглинка в нижней части разреза. Кроме того, тело курума находится в мерзлом состоянии, нередко в «цементе» из конжеляционного (гольцового) льда. Этот лед образуется в результате замерзания фильтрующейся воды на переохлажденной поверхности обломков, а также конденсации влаги из атмосферы. Движение курума в верхней части происходит путем смещения отдельных глыб в результате температурных изменений их размеров, а также расширения воды в промежутках между глыбами при ее замерзании (десерпционное движение курума). Пластичность глинистого заполнителя в низах толщи курума дает возможность смещаться вниз по склону и всей толще курума в целом (солифлюкционное движение курума). При наличии вечной мерзлоты оказывается возможным скольжение глыб курума по кровле льдонасыщенных мерзлых грунтов в виде микрооползней (деляпсий). Вертикальные перемещения обломочного материала в теле курума в результате криотурбаций проявляются достаточно активно, о чем свидетельствуют почти полное отсутствие растительного покрова на курумах, отсутствие мелкоземистого заполнителя в верхней части толщи курума, крайне неустойчивое залегание глыб на его поверхности, перевернутые глыбы, разорванные вдоль волокон или наклоненные в разные стороны стволы лиственниц и т. п. Все признаки и особенности строения курумов позволяют рассматривать этот склоновый процесс комплексным, полигенным явлением, включающим несколько элементарных склоновых (десерпция, солифлюкция, деляпсия) и мерзлотных (криотурбация) процессов. Специфическое качество курумового процесса, которым не обладает ни один из составляющих его элементарных процессов, заключается во временном преобладании сил пучения над силами гравитации.

В ходе специальных исследований исследованиях не было замечено приуроченности курумов к склонам определенной экспозиции (Титов, 1976). Некоторое влияние на распространение курумов оказывает крутизна склонов - они активно развиваются на склонах средней (20-30°) крутизны и пологих (10-20°). На еще более пологих склонах происходит разрушение глыб и постепенное отмирание курума. Курумы формируются на горных склонах, сложенных в разной степени дезинтегрированными горными породами, и наблюдаются даже в черте г. Магадана. Так, на южном склоне сопки Портовая отмечены различные фации курумообразования от деструктруктивных (осыпных конусов и разборной скалы) до аккумулятивных (курумных потоков, шлейфовидных покровов и серповидных конусов). 

Один из сложных участков отседания существенно переработанный курумовыми процессами располагается в северо-восточном углу бух. Нагаева, перекрывая угол сочленения выпуклого коренногосклона крутизной 30° и примыкающего к нему берега бухты. Размеры деформированного участка склона составляют 650х250 м. Поверхностный микрорельеф шлейфа характеризуется беспорядочными нагромождениями гигантских глыб гранодиоритов среди преобладающей массы средних и мелких обломков (дресвы и песка). Радиоуглеродные и тефрохронологические датировки указывают, что активизация склоновых процессов в этой части бухты Нагаева указывают, что активизация процессов полигенетического сползания здесь имела место около 2700-2900 и 300-800 лет назад (Смирнов и др., 1999). Сползающие массы обломочного материала на отдельных участках перекрывают и деформируют плиоцен-четвертичные отложения нагаевской толщи, а в некоторых обнажениях бух.  Нагаева и горы Портовая вскрывается пологая эпигенетическая волнистость (складчатость) этих осадков. 

Каменные глетчеры обнаружены и исследованы в Приохотье относительно недавно. Представляют они собой полигенетические криогенно-гляциальные образования и имеют широкое распространение. В пределах исследованной территории выявлены активные (современные) и отмершие каменные глетчеры. По генезису и строению выделяются комплексные и простые каменные глетчеры. Наибольший интерес представляют комплексные, генезис которых сложный, а время жизни более продолжительно, чем у простых. Каменные глетчеры представляют собой крупные автономные образования, состоящие из щебне-глыбово-дресвяной массы (матрицы) и суглинисто ледяного цемента. Нередко в разрезе тела глетчера встречаются участки, на которых  сочетание обломочной матрицы и цемента имеет базальную структуру, т.е. обломки как бы «плавают» во льду. Кроме того, многие комплексные глетчеры содержат в своем теле крупные реликтовые блоки сплошного ледникового льда, погребенного под плащем грубообломочных накоплений. Имеются также сингенетические и повторные ледяные жилы, наклонные пласты инъекционных льдов, сегрегационные полости и др.

С поверхности каменные глетчеры сложены наиболее крупными обломками, поскольку мелкие вынесены процессами суффозии. Поперечный профиль глетчеров обычно выпуклый, на поверхности имеются осцилляционные валы, гряды, воронки и ложбины вытаивания. Автономное положение развитых каменных глетчеров подчеркивается наличием четких краевых (маргинальных) каналов, отчленяющих их от соседней морфоскульптуры. Комплексные каменные глетчеры - образования перигляциальной зоны морфолитогенеза - часто формируются из материала обычных каровых и присклоновых ледников в их заключительную регрессионную стадию, а также при аридизации климата и изменении режима осадков. Уменьшение количества твердых осадков в зимнее время и увеличение жидких в летнее при тех же среднегодовых температурах приводит к исчезновению ледниковых фирновых бассейнов, но при этом увеличивается интенсивность формирования конжеляционных (гольцовых) льдов. 

Намораживание льда в теле каменных глетчеров происходит также при переохлаждении водяного пара и его осаждении в виде инея на поверхностях переохлажденных обломков и в пустотах верхнего обломочного слоя. Непрерывное поступление обломочного материала со склонов на поверхность глетчеров в области их питания  приводит к постепенному наращиванию его мощности и погребению уже сцементированных конжеляционных горизонтов. При достижения некоторой критической мощности глетчера в нижней его части создается достаточное давление для начала пластических деформации и ламинарного течения. При этом скорость течения глетчера пропорциональна его мощности и мало зависит от уклона ложа. Некоторые глетчеры накапливая значительные мощности растекаются даже на субгоризонтальной поверхности. 

Неодинаковые мощности и, соответственно, давление вкрест глетчера определяют разные скорости течения его частей. Центральная осевая часть глетчеров движется быстрее чем боковые, в рехультате чего глетчеры приобретают струйную внутреннюю структуру. Верхний сезонно-талый грубообломочный горизонт глетчеров по строению сходен с обычными курумами, однако характер поверхностного микрорельефа и общий план его ориентировки не свойственен курумам, поскольку под ним нередко «просвечивается» внутренняя струйная структура. Мощности активных каменных глетчеров в горах Северного Приохотья варьируют от 10 до 50 м, при  этом пластические деформации наиболее активно проявляются с 15-20 м. 

Одно из наиболее интересных и крупных образований этого типа в Северном Приохотье - комплексный каменный глетчер «Северо-западный», который расположен в южной части массива г. Эгуйя на п-ве Кони.  Данный объект входит в состав наиболее крупного неогляциального комплекса, от истоков до подножия фронтального уступа имеющего длину около 3,5 км  (рис. 22). По своим размерам, морфологии и интенсивности течения он является весьма аномальным для всего района. Каменный глетчер начинается в устье висячего кара с ледниковым озером на отметке 980 м. Выходя за его пределы, глетчер приобретает лопатообразную форму, расширяясь до 2,5 км. Краевая его часть дифференцирована на 2 «языка», спускающихся в долины 3 разных ручьев. Самая нижняя отметка подножия каменного глетчера составляет 500 м. На аэрофотоснимках (см. рис. 9) видны многочисленные осцилляционные гряды и морфоскульптурные признаки активного течения. 

Отмершие каменные глетчеры распространены несколько шире и являются индикатором площадных и высотных границ былой области перигляциального морфолитогенеза, охватывавшей в холодные эпохи значительные участки суши за пределами ледников, а также сменявшей нивально-гляциальный режим на перигляциальный в ходе их регрессии. Поэтому, если в настоящее время в рассматриваемом регионе типичные ледники даже на наиболее высоких отметках рельефа отсутствуют, то близость границы хиносферы реально «ощущается» по весьма широкому распространению современных перигляциальных образований, которые активно образуются в ряде горных районов.

В голоценовый интервал в Северном Приохотье происходили неоднократные смены режимов морфолитогенеза, которые связаны с глобальными климатическими осцилляциями. Наиболее значительные глобальные продвижения голоценового оледенения на Северо-Востоке произошли в начале голоцена около 10,5 тыс.л.н., в предбореальный интервал около 9-9,5 тыс.л.н., в первой и второй половине атлантического периода около 8 и 4,5 тыс.л.н., на границе суббореального и субатлантического (современного) интервалов 2,5, 2,0 тыс. л.н. Серия более мелких похолоданий отмечена в начале 2-го тысячелетия и в XIIX-XIX вв. Наиболее резко и значительно проявились похолодания 4,5, 2,5 и 1 тыс.л.н, которые именуются неогляциальной эпохой голоцена, а похолодания последнего тысячелетия - малым ледниковым веком. Недавними исследованиями установлено, что многие отмершие перигляциальные образования рассматриваемого региона образовались и возникли в течении неогляциальной эпохи голоцена.

Флювиальные процессы

Генезис долин и современная гидросеть. При исследований морфоскульптуры определенного участка земной поверхности, как правило, выделяют такие элементарные единицы, как вершины, склоны и долины, днища впадин. К более низкопорядковым единицам относятся днища и борта долин, причем последние, в некоторой степени, конвергентны склонам. Днище и борта долин осложнены комплексами выработанных и аккумулятивных разновозрастных террас, а склоны - эрозионными (литосборными) воронками, нагорными террасами (педиментами), аккумулятивными шлейфами и др. Генезис долин современных водотоков региона весьма сложный, и в подавляющем большинстве случаев наблюдаемая их геометрия не является результатом флювиальной деятельности. Водотоки, как правило, расположены в формах рельефа, созданных в ходе длительного развития самыми разнообразными процессами. Поэтому термин «долина водотока» не подразумевает форму рельефа, созданную именно этим водотоком. Но было бы целесообразнее подразумевать под долиной водотока, только ту часть, которая переработана его эрозионной и аккумулятивной деятельностью. 

Рисунок современной гидросети бассейна Тауйской губы полностью определяется неотектоническими движениями и развитой сетью неотектонических разрывов разного порядка. Крупные долины, как правило, приурочены к более древним и унаследованно развивающимся разломам высокого порядка, в то время как мелкие низкопорядковые водотоки в горных районах осваивают сеть новейших тектонических трещин. Важную роль в формировании современных горных долин сыграли плейстоценовые оледенения, в результате чего верхние их участки имеют корытообразные и U-образные профили. Поэтому генезис большинства долин современных водотоков рассматривается как эрозионный ледниково-тектонический. Многие прямолинейные корытообразные долины в горных районах, приуроченные к зонам крупных разломов, именуют грабен-долинами. Расположенные в них и не соответствующие по несущей способности водотоки, зачастую не могут охватить своей деятельностью всю ширину долины. Их русла перегружены аллювием и интенсивно фуркируют на многочисленные протоки.  На участках неотектонических поднятий и их рассечений разломами образуются антецендентные (прорыва)  участки долин.

Известно, что при формировании современного рельефа бассейна Тауйской губы чередовались периоды стабилизации движений с периодами неотектонической активности. Последние складывались из колебательных движений более мелких ритмов, приведших при взаимодействии с процессами эрозии и аккумуляции к образованию на склонах, в долинах, на морском побережье и  шельфе серий эрозионных уступов, цокольных и аккумулятивных террас водотоков. В периоды тектонической стабилизации водотоки стремились сформировать равновесные пологие профили в долинах и нивелировать тектонические уступы на границах сочленения морфоструктурных блоков. На завершающей стадии, предшествующей  новой тектонической активизации, в долинах накапливались флювиальные, озерные, а в плейстоцене и ледниковые отложения. В начале нового цикла тектонической активности на относительных поднятиях водотоки врезались в эти отложения, а в пределах депрессий перекрывали их новыми осадками. В новейшее время в плейстоценовый интервал вся территория Северного Приохотья в границах его современной суши была вовлечена в процесс относительного воздымания и реки испытали очередной врез в аккумулятивные поверхности предыдущей эпохи стабилизации. Таким образом, внутри современных долин сформировался комплекс террас и эрозионных уступов, генезис и морфометрические характеристики которых несут информацию о характере неотектонического развития. Относительно хорошую сохранность обычно имеют 2-3, реже 4 нижних террасы, в то время как более древние, фрагменты которых располагаются уже в бортах долин, зачастую эродированы или существенно переработаны площадными склоновыми процессами. Такие образования террасовидного облика с полого наклонной оплывшей поверхностью называют  террасоувалами. 

Современная деятельность водотоков осуществляется, в основном, в пределах их русла и поймы. Причем в русле на разных участках тальвега господствуют процессы эрозии, транспортировки и аккумуляции, а в пределах поймы - только аккумуляции во время паводков. Речная эрозия делится на боковую и донную. Последняя происходит на неравновесных участках профиля в ходе врезания. Боковая развивается на равновесных участках за счет меандрирования русла и расширения днища долин. Современный профиль большинства рек бассейна Тауйской губы неравновесный, особенно на участках сочленения поднятых неотектонических блоков и погруженных впадин. Углы падения тальвегов и объем поступающего в реки обломочноко материала весьма значительные, поэтому русла водотоков меандрируют слабо, глубины и скорости течения относительно постоянны и значительны. Средние скорости течения большинства рек варьируют от 1 до 2 м/с. Русловые отложения всех крупных рек на протяжении их профиля представлены исключительно грубообломочными фракциями - галькой и валунами, реже песчано-гравийными осадками. Исключение составляют небольшие притоки (Танон) и единичные самостоятельные водотоки (Ойра), дренирующие участки равнинного рельефа неотектонических впадин. Их средние скорости течения составляют 0,3-1 м/c, русло переуглублено и врезано в покровные песчано-суглинистые осадки плиоцен-четвертичного возраста. Берега этих водотоков нередко охвачены мерзлотно-болотными поверхностными явлениями. Поступающие в реки поверхностные и грунтовые воды сильно насыщены органикой и гидроокислами железа, в результате чего имеют темно-бурый цвет, дно водотоков нередко заилено.

Наиболее крупные реки Тауйского бассейна Ола, Армань, Яна, Яма берут свое начало в горах охотского склона Верхнеколымского нагорья и юго-восточных отрогов хребта Сунтар-Хаята (Тауй). В верховьях этих водотоков и их верхних притоков в новейщее время тектонического развития (плейстоцен) происходит интенсивная попятная эррозия и расширение бассейнов. При геоморфологических исследованиях  нередко реконструируются участки «недавнего» перехвата фрагментов гидроситемы Колымского бассейна.

Флювиальная деятельность в верховьях водотоков. Питание рек комплексное. Летом - за счет атмосферных осадков, таяния снежников и многолетней мерзлоты, в зимний период и в засухи - за счет грунтовых, в том числе таликовых, вод. Максимальная эрозионная и аккумулятивная деятельность рек осуществляется во время весеннего снеготаяния и в паводки. Наибольшая донная эрозия осуществляется низкопорядковыми горными водотоками с крутыми линейными тальвегами. Эрозионные воронки на склонах переходят в узкие V-образные долины первого порядка, на дне которых периодически активизируются временные водотоки. В этих зонах интенсивного современного вреза в ручьи поступает большое количество склонового материала в виде лавин, осыпей, мелких линейных обвалов, оползней и селей. Верховья многих таких долин сложены селевыми и смешанными проллювиально-селево-аллювиальными осадками. Их образование связано с быстрым таянием снежников в весенний период, прорывами снежниц, запруженных лавинным материалом участков долин, разжижением переувлажненных грунтово-снежных масс.  Несущая энергия селевых и проллювиально-селевых потоков быстро теряется при выположении тальвега или резком расширении долины, грубый материал сразу же откладывается. Действие таких потоков может быть весьма кратковременным (сель), или продолжаться несколько часов и даже дней (аллювиально-проллювиально-селевый поток). В результате деятельности таких процессов в верхних частях долин формируются соответствующие языкообразные отложения, протяженностью до первых километров и мощностью до 10-15 м. Нередко сели из боковых притоков разгружаются в устьевой части при впадении в принимающий водоток более высокого порядка, приводя к его временному подпруживанию. В руслах таких водотоков на отдельных участках  нередко наблюдается нагромождение крупноглыбового материала селей, а также прослои селевого материала «запечатанного» в современных русловых отложениях. 

Флювиальная деятельность в среднем и нижнем течении рек. В среднем и нижнем течениях, где профиль равновесия приближается к идеальному, реки в основном выполняют работу по транспортировке осадков, перемыванию собственных отложений, боковому эродированию разнообразных террас и долинной морфоскульптуры. В пределах русла грубообломочный материала перемещается в виде качения, волочения, переползания обломков под действием гидравлического потока. Тонкий песчано-суглинистый материал переносится в виде взвеси, а часть вещества переносится  в виде слабых растворов. На участках поймы во время паводков происходит накопление тонких песчано-суглинистых фракций, а в засушливое время на незадернованных участках локально развиваются эоловые процессы. Крупные реки, как правило, впадают в собственные небольшие лагуны, отгороженые от акватории Тауйской губы галечно-гравийными барами с максимальной высотой до 7-10 м. Приносимый реками грубообломочный материал распределяется в основном в прибрежной части, галечно-гравийные осадки быстро мигрируют в зоне прибоя, формируя аккумулятивные берега Тауйской губы.  Бары прорезаны узкими горловинами. Возраст баров повсеместно средне-позднеголоценовый, а генезис связан с приливно-штормовой деятельностью и общим поднятием уровня моря после сартанского ледниковья. Затопленные морем русла некоторых рек прослеживаются в рельефе дна Тауйской губы до глубин 30-40 м.

Количественная оценка  активности некоторых современных  процессов морфолитогенеза 

Для количественной оценки современной динамической активности некоторых геоморфологических процессов используются лихенометрические индексы времени полного обновления экспонируемой поверхности  (табл. 4). Значение этого индекса указывает на среднее время в течении которого некоторый поверхностный слой морфоскульптуры разрушается, или накапливается в результате действия конкретных процессов современной морфолитодинамики. Физический смысл индексов состоит в том, что более динамичная поверхность характеризуется более коротким временем полного обновления экспозиции и, соответственно, имеет меньший индекс (Галанин, 2002).  Величины индексов определяются путем анализа популяций долгоживущих накипных лишайников, наиболее распространенным индикаторным таксоном среди которых является Rhizocarpon секции Rhizocarpon (Галанин, 2002). С помощью лихенометрического индекса удалось количественно оценить динамические характеристики некоторых морфоскульптур, широко распространенных в Северном Приохотье (см. табл. 4). 

Интенсивность некоторых современных процессов морфолитогенеза на 
Северо-Востоке России, выраженная в значениях  времени полного обновления 
экспонируемой поверхности морфоскульптуры