7. Криогенные процессы. Болотообразование

Криогенный фактор в рельефообразовании

Многолетнемерзлые породы занимают до 25% всей суши Земли и свыше 47% площади Северной Евразии. В отдельные эпохи плейстоцена многолетняя мерзлота в Северном полушарии распространялась далеко за пределы ее современ­ной южной границы. Связанные с ней реликтовые образования сохранились в Европе, Азии, Северной Америке. В прошлом перигляциальная обстановка в умеренных широтах повлияла и на особенности развития макроформ рельефа, по своему происхождению никак не связанных с процессами криогенеза.

Трещинно-полигональный (блочный) рельеф представляет со­бой характерную особенность северных аккумулятивных равнин Евразии и Северной Америки. Его образование связано с термической контракцией промерзающих грунтов, их морозобойным растрес­киванием и процессом повторно-жильного льдообразования как в эпигенетическом, так и в сингенетическом режиме. Размеры полигонов могут существенно изменяться – от первых метров до десятков метров. Размеры сингенетических ледяных жил в глуби­ну колеблются от первых метров до 40–60 м и даже более, а ширина достигает 8–10 м. Аналогичные параметры эпигенетичес­ких жил не превышают соответственно 3–5 и 1–1,5 м. Для поверхностей с однородным грунтом типична тетрагональная сеть трещин. При неоднородных грунтах возникают сложные много­угольные системы. В зависимости от стадии развития, характера грунтов, уклонов полигоны по своей форме могут быть вогнутые валиковые, плоские безваликовые, выпуклые безваликовые с бо­роздами протаивания и др.

Принято считать, что в обстановке сингенетического льдооб­разования затухание осадконакопления ведет к утолщению жил и увеличению сжатия породы в центре полигона. После того, как запас термоупругой деформации блока оказывается исчерпанным, жилы прекращают свой рост. Система вложенных друг в друга ледяных жил отражает цикличность их роста, связанную с циклами осадконакопления (Гасанов, 1981 и др.).

В распространении полигонов отмечаются определенные черты зональности, обусловленной изменением среднегодовой температу­ры и годовой температурной амплитуды в грунте. Для полиго­нальных систем, возникших в климатических условиях голоцена, характерно возрастание густоты морозобойной решетки в районах с более низкими среднегодовыми температурами.

В последние десятилетия выявилось, что с традиционными представлениями контракционной теории роста сингенетических ледяных жил в явном противоречии находится целый ряд фактов. Так, не удается установить прямой зависимости между степенью деформации вмещающих отложений и шириной жил. В стро­ении самих жил участвуют не только субвертикальные элементар­ные жилки, возникающие в результате многократного образова­ния вертикальных трещин, но и лед иного генезиса. В отдельных случаях это термокарстово-пещерный лед. В основном же его образование наиболее полно раскрывается с позиций теории фронтального роста ледяных жил (Попов, 1955; Попов и др., 1985), которая опирается на представления о тесной связи с процессом возникновения вертикальных трещин, трещинообразования в горизонтальной плоскости. Считается, что в последнем случае причиной деформаций служат напряжения сдвига, достигающие наибольшей величины непосредственно над жилой (на контакте лед–грунт). В результате последующего льдообразования наряду с образованием элементарных вертикальных жилок происходит также наращивание ледяной жилы сверху, т.е. ее фронтальный рост.

Роль трещинообразования и формирования повторно-жильных льдов в рельефообразовании не ограничивается возникновением специфических форм полигонального рельефа. Морозобойные тре­щины, как подчеркивает А.И. Попов (1967), при определенных условиях становятся участками наиболее активного проявления процессов криогипергенеза, интенсивного перемещения рыхлого материала на склонах, предопределяют возникновение и развитие своеобразных денудационных форм рельефа. С другой стороны, образование жильных и, прежде всего, мощных сингенетических льдов ведет к повышению гипсометрического уровня аккумулятив­ных поверхностей на обширных площадях, охватывающих иног­да целые регионы. Льдообразование в трещинах служит предпо­сылкой к возникновению в дальнейшем просадочных явлений, с широким развитием которых связана ярусность рельефа низменностей на севере Евразии.

Термокарстовый рельеф – результат просадки по­верхности вследствие протаивания сильнольдистых грунтов или подземного льда. При этом могут возникать небольшие округлые понижения, продолговатые ложбины, воронки, обширные котло­вины и т.п.. Наиболее крупные формы, связанные с вытаиванием мощных повторно-жильных льдов, встречаются в основном в районах с низкотемпературными мерзлыми породами.

Термокарстовые озера (Таймыр)

При вытаивании достаточно густой сети жильных льдов форми­руются аласы. Глубина их 3–8 м, а иногда превышает 30 м. Размеры в поперечнике – от десятков до тысяч метров. Борта аласов бывают осложнены конусовидными буграми, называемыми байджарахами. Образование последних связано с вытаива­нием жильных льдов в условиях хорошего дренажа. Термоэрозия по трещинам ведет к появлению промоин и оврагов, а централь­ные части полигонов постепенно приобретают форму усеченных конусов высотой до 8–10 м. В случае значительной льдистости пород, вмещающих жилы, байджарахи не образуются. Грунтовые ядра полигонов не обладают при этом достаточной устойчивостью и при оттаивании расплываются.

В настоящее время существует ряд точек зрения на причины возникновения и развития термокарста. Из общих причин наиболее часто указывают на глобальное потепление климата. Подоб­ное объяснение можно принять с оговорками. Видимо, главным условием развития термокарста следует считать сохранение поло­жительного баланса влаги. В обстановке хорошо обводненной поверхности и при затрудненном дренаже термокарст будет разви­ваться в достаточно широком диапазоне температурных условий. Обратим внимание на тот факт, что "заозеренность" приморской Яно-Колымской низменности достигает 50—60%, в то время как на внутриматериковой Лено-Вилюйской коэффициент озерности редко превышает первые проценты.

Формы рельефа, связанные с процессами пучения. Образова­ние наиболее крупных бугров пучения, называемых булгунняха- ми (у нас) или пинго (в США и Канаде), часто представляет собой звено в эволюции ряда форм криогенного рельефа. Есть основание полагать, что во многих случаях реали­зуется такая последовательность в развитии: формирование поли­гональных систем с жильными льдами, начало термокарстовых процессов с последующим образованием аласов, промерзание подозерных таликов и появление бугров пучения. В дальнейшем возможна термокарстовая протайка ледяных ядер булгунняхов, сопровождающаяся возникновением кратерообразных понижений на их вершинах и затем разрушением этих форм рельефа. О дли­тельности их существования можно судить по имеющимся датировкам. Возраст отдельных пинго на севере Канады составляет от 4 до 12 тыс. лет. Размеры булгунняхов в поперечнике – от первых десятков до нескольких сотен метров, высота достигает 30–50 м, крутизна склонов 40–50°. Образование рассматривае­мых форм происходит вследствие напорной миграции над- и межмерзлотных вод в промерзающих аласах, инъекционного льдо­образования и вспучивания поверхности. По существующим пред­ставлениям, процесс идет несколько сотен лет по типу "закрытой" (без подтока воды извне) или "открытой" системы. Одна гипотеза иногда противопоставляется другой.

Отдельные исследователи (Гасанов, 1981 и др.) указывают на необходимость отличать такие формы пучения, как булгунняхи, от гид­ролакколитов, которые возникают под влиянием напор­ной миграции преимущественно подмерзлотных вод в районах с маломощной и высокотемпературной мерзлотой (Забайкалье, юг Дальнего Востока, Центральная Аляска).

Неравномерному промерзанию деятельного слоя и напорной миграции надмерзлотных вод обязаны своим происхождением сезонные бугры пучения.

Формирование бугров с минеральным ядром – туфуров и бугров-могильников – объясняется инъекциями увлажненных грунтов в закрытые системы и компенсационным оседанием поверхности у краев этих систем (Гравис, 1971). Упо­рядоченное расположение этих форм служит, однако, основани­ем для предположения, что их образованию предшествует зало­жение сети микрополигональных трещин.

Криоструктурный рельеф представлен микроформами – ка­менными кольцами или венками, полигональными грунтами, каменными многоугольниками. А.И. Попов (1967) подчеркивает также отсутствие принципиальных различий между "неструктур­ными" пятнами-медальонами и другими "структурными" образо­ваниями.

Каменные кольца («медальоны») на поверхности нагорной террасы (Северный Урал)

В основе механизма образования структурного микрорельефа лежат процессы трещинообразования, формирования микропо­лигональных систем, динамические процессы в деятельном слое при его промерзании, вымораживание крупного материала и его горизонтальная сепарация. Обычные размеры криоструктурных форм – от первых дециметров до 1,5–2 м. Они встречаются в областях распространения многолетнемерзлых пород Северного и Южного полушарий на различных элементах рельефа – от эро­зионных уровней в долинах до поверхностей междуречий. Следу­ет подчеркнуть то обстоятельство, что формы мерзлотного мик­рорельефа могут рассматриваться как своеобразные индикаторы направлений и интенсивности экзогенных рельефообразующих процессов. Своего наиболее совершенного развития они достига­ют в пределах относительно стабильных поверхностей и несвойст­венны участкам аккумуляции (Попов и др., 1985). На пологонаклонных поверхностях каменные кольца и пятна-медальоны при­обретают эллиптические очертания, а с увеличением уклонов происходит образование параллельных полос, вытянутых вниз по склону.

Солифлюкционный рельеф включает только аккумулятивные формы, возникающие при вязкотекучем движении переувлажнен­ного, преимущественно дисперсного материала (оптимальные ук­лоны – от 2–3 до 20–25°). К ним относятся солифлюкционные языки, валы, террасы, конусы и шлейфы.

Наибольшее внимание в литературе уделяется вопросам про­исхождения и развития солифлюкционных террас. Установлено, что при перемещении солифлюкционного покрова формирование террасы начинается с подворота и опрокидывания дерново-тор­фяного слоя и образования складки (в теле террасы может на­считываться до 5–6 таких складок). Это вызывает повышение мощности оплывающего материала и, как следствие, его локальное промерзание снизу. С ростом выступа кровли мерзлых рыхлых пород, как это было показано Е.А. Втюриной (1966), и связана фиксация на склоне возникающей формы рельефа. По нормали к падению склона она обычно протягивается не более чем на 100–200 м, ширина ее – от нескольких до десятков метров, высота фронтального уступа – до 4 м. При большей высоте пос­леднего начинается оползание грунта (Каплина, 1965). Современ­ное развитие солифлюкционных террас, по Е.А. Втюриной (1966), возможно лишь там, где потенциальное промерзание превышает мощность сезоннопротаивающего слоя. С потеплением климата и понижением кровли мерзлых пород они будут протаивать и рас­плываться, несмотря на возможное усиление самого процесса солифлюкции.

Формы накопления крупноглыбового материала представлены каменными морями, курумами, каменными глетчерами. Их образование обусловлено процессами преиму­щественно морозного выветривания и вымораживания обломков. Крупноглыбовый материал на склонах крутизной боль­ше и меньше угла естественного откоса в долинообразных по­нижениях движется за счет гравитационного перемещения, пластического течения льда, образования и таяния порового, стебелькового и базального льда.

Курум (Северный Урал)