Криогенные явления

Тип работы:
Дипломная
Предмет:
Геология


Узнать стоимость

Детальная информация о работе

Выдержка из работы

1. Криогенные процессы и морфоскульптура

Почти на всей территории Туруханского района распространена многолетняя мерзлота. Хозяйственное изучение Средней Сибири, в границах которой сосредоточены огромные и разнообразные минеральные и гидроэнергетические ресурсы, требует всестороннего изучения геокриологических условий.

История исследования многолетней мерзлоты делится на несколько этапов: 1) XVI в. — начало XVIII в. — этап первых отрывочных знаний; 2) XVIII в. — конец XIX века — время накопления достоверных знаний; 3) конец XIX в. — 30 гг. XX в. — попытки обобщения сведений; 4) 30 гг. XX в. — до настоящего времени — систематическое геокриологическое исследование региона.

Многолетней мерзлотой называется различной мощности слой грунта, залегающий на некоторой глубине от земной поверхности, имеющий отрицательные температуры и содержащий воду преимущественно в твердой фазе непрерывно в течение неопределенно долгого времени.

Мощность вечной мерзлоты на территории района различна. В районе Игарки мощность многолетней мерзлоты составляет 200−300 м. От Игарки на юг мощность многолетней мерзлоты сокращается до 100−200 м, в районе Туруханска она достигает 25−100 м, а в юго-западной части района она практически отсутствует. Льдистость мерзлотных пород на северо-западе района составляет 30−40% до глубины 10 м, на востоке — 10−20% до глубины 10 м [11].

Криоморфогенез — это рельефообразование в условиях криогенеза.

1.1 Морозобойное трещинообразование

Морозобойное трещинообразование — это процесс образования трещин вследствие термического сжатия многолетнемерзлых пород, распространяющийся в толщу вечной мерзлоты и не ограничивающийся деятельным слоем [34].

Тела при охлаждении сжимаются, а при нагревании расширяются. При слишком быстром охлаждении и резком перепаде температур тело может разорваться, деформироваться. Во время сильных морозов верхние слои земли сжимаются до определенного предела, а потом раскалываются морозными трещинами на отдельные блоки. Возникает сеть трещин. В такие трещины (около 1,5 см шириной и 3−4 м глубиной) весной затекает талая снеговая вода и замерзает. Ледяная жилка вонзается в грунт. Летом мерзлая порода от нагревания расширяется, но ледяной клин остается. В результате мерзлая порода выдавливается вверх, на поверхности образуются небольшие валики. Процесс многократно из года в год повторяется, за десятки тысяч лет формируются ледяные жилы (рис. 1, 2) высотой в десятки метров [13].

Рис. 1. Процесс формирования ледяных жил при морозобойном трещинообразовании [13]

Существует несколько закономерностей образования морозобойных трещин полигональных форм рельефа [35]: их возникновение возможно только при быстром охлаждении в условиях резкоконтинентального климата, при отсутствии или незначительной высоте снежного покрова, при отсутствии растительности или при ее разряженности.

На поверхности крупно-полигональные жильные образования выражены в виде специфического рельефа [9]: на стадии роста — полигонально-валиковый (рис. 3); на стадии разрушения — полигонально-бугристый; после полного вытаивания ледяных жил — остаточно-полигональный. Для Средней Сибири характерно повсеместное распространение тех или иных форм растрескивания или их следов.

Рис. 2. Морозобойные трещины на бугре пучения в районе г. Игарки [24]

Современное морозобойное растрескивание протекает менее активно, чем древнее [27]. Большая часть повторно-жильных образований являются в Средней Сибири реликтовыми (плейстоцен, поздний голоцен). Средняя Сибирь обладает значительной зональной изменчивостью процесса растрескивания, разнообразием типов, морфологии жильных образований, существенной неоднородностью [28].

Рис. 3. Валиковые полигоны

В современных условиях наблюдается рост ледяных жил при температуре мерзлых пород на глубине 10−15 м не выше -300 С [49]. При формировании повторно-жильных льдов на поймах рек и заболоченных участках севернее 650 с.ш. на поверхности образуются полигонально-валиковый микрорельеф, а южнее — полигонально-трещинный безваликовый. Реликтовые торфяники с повторно-жильными льдами распространены до широты реки Хантайки [36], южной границы их распространения.

1.2 Пучение

Пучение — это поднятие поверхности почвы, грунта или горной породы, вызываемое изменением их объёма при промерзании вследствие раздвигания частиц минерального скелета кристалликами льда за счет воды промерзающего слоя и мигрирующей из непромерзших слоев. Формы рельефа при пучении: бугры, которые подразделяются на многолетние (более устойчивые) и сезонные. По типу отложений на поверхности бугра делят их на два вида: торфяные и минеральные [9].

Рис. 4. Бугры пучения в районе г. Игарки (фото ИНИМС) [47]

Область распространения процессов пучения ограничена средней годовой температурой воздуха от 00 С до -100 С, зимней температурой -100 С в течение 120 дней и среднегодовым количеством осадков меньше 400 мм / год. Наиболее благоприятной для образования крупных бугров является территория между 60−68? с.ш., южнее 62−60? с.ш. происходит преимущественно сезонное пучение.

На севере Среднесибирского плоскогорья суровые геокриологические условия при сплошном распространении мерзлых пород ограничивают развитие процессов пучения. В районе г. Игарки в крупных термокарстовых котловинах, процессы пучения проявляются активно (рис. 4,5).

При пучении мерзлые породы растягиваются, изгибаются, местами разрываются, образуя трещины напора или пучения. Совокупность этих деформаций (криотектоника) наблюдается при возникновении как многолетней, так и сезонной мерзлоты.

Рис. 5. Пучение дорожного полотна в районе музея многолетней мерзлоты в г. Игарке [23]

Бугры пучения — холмы, состоящие из торфа и включений многолетних линз льда. Встречаются горбовидные, дайковидные, платообразные и куполовидные формы. Ширина обычно равна 10−30 м, длина 15−150 м. Местами бугры пучения образуют комплексы, тянущиеся на несколько сотен метров [34]. Поверхность бугров пересекается открытыми трещинами.

Процессы пучения отмечаются в мерзлых песках, галечниках и других крупнозернистых горных породах, а также на контакте водоупорных пластов и вышележащих водопроницаемых пород. Наиболее активному пучению подвергаются поверхностные горизонты, так как максимальная льдистость эпигенетически промерзших пород наблюдается на глубине 0−30 м. Нередко пучение появляется на полотне дорог (рис. 5, 6), на аэродромах, у подножия склонов, на днищах и в устьях балок и логов.

Рис. 6. Аэрофотоснимок участка трассы ЛЭП, пересекающей крупнобугристые торфяники [49]

Образование бугров пучения проявляется в речных долинах и котловинах, где развиты водоносные талики или выходы подземных вод. На междуречьях и пологих склонах пучение ограничено, преобладают мелкие формы.

Если напор превышает прочность породы на разрыв — происходит прорыв воды на земную поверхность, бугры становятся внутри пустыми. Иногда напряжение в грунтах вызывает взрыв. Н. С. Богомолов и А. Н. Скляревская [8] описали случай, когда крупные обломки льда размером до 2 м были разбросаны на расстоянии 2−8 м, а мелкие обломки на расстоянии до 20 м от бугра. Взрыв сопровождался на протяжении 30 минут выбросом струи воды высотой до 1,5 м.

При разрушении бугра пучения на начальной стадии появляются глубокие трещины на поверхности, вытаивает ледяное ядро, затем при интенсивном разрушении формируется термокарстовая воронка, которая на последней стадии заполняется отложениями. Возраст бугров пучения может достигать до 7000 лет. Минимальный возраст древних форм около 1000 лет, а самые молодые зафиксированы в Сибири — от 40 до 106 лет [34].

Рис. 7. Разрушающийся торфяной бугор в районе г. Игарки [25]

Торфяные бугры представляют собой поднятия, обычная высота которых 3−4 м, реже 5−7 м, округлой формы, в диаметре от 5 до 30 м, с довольно плоской вершиной, покрытые торфом с ледяным ядром или грунтовой оглеенной массой. Крупные многолетние бугры пучения на пойме Енисея достигают высоты 7−10 м, иногда до 15 м, при ширине от 20 до 200 м и длине отдельных бугров до 300 м [9]. Распространены на болотах и заболоченных участках вокруг неглубоких озер, приурочены к днищам долин крупных и мелких рек, сырым выположенным склонам. Имеют широкое распространение на территории Приенисейской равнины. Самым верхним слоем является торф мощностью около 1 м. Под ним располагается ядро бугра, сложенное мерзлым торфом и почвой или сильно льдистыми пылеватыми суглинками с включением ледяных линз мощностью 5−7 м. Мерзлые ядра сохраняются летом, вытаивая только на стадии разрушения.

Минеральные бугры (гидролакколиты, булгунняхи, пинго) — это бугры пучения с ледяным ядром, образуются в результате увеличения объёма подземной воды при замерзании в областях развития ММП. Достигает 25−40 м и 2000 м ширины [33]. Являются широко распространенным напорным образованием. Синонимы: булгуннях (якут.), криолакколит, пинго.

Рис. 8 Пинго на территории севера Канады [51].

1.3 Наледеобразование

Наледь — это ледяное тело, являющееся продуктом замерзания речной, озерной или подземной воды, излившейся на поверхность льда, снега, земли, крупных полостей в горных породах, в пределах СТС в результате промерзания водоносного тракта, по которому обычно эта вода циркулирует. Наледи в XIX веке известны как тарыны, позднее названы гидроэффузивами[39]. Теория образования, условия и процессы формирования речных наледей подробно освещены П. Ф. Швецовым и В. П. Седовым [40], И. С. Щукиным [46].

Наледи представляют собой генетическую группу конжеляционного льда. По происхождению он является результатом принудительной миграции влаги в результате промерзания подземного водоносного горизонта. По генетической классификации наледи, встречающиеся на территории Путоранской провинции, относятся к гидрогенному типу [45].

Грунтовые наледи по размерам относительно невелики, площадь их обычно менее 0,5 км2, а толщина около 1 м. Площадь речных наледей редко бывает меньше нескольких гектаров (рис. 9). В Сибири встречаются наледи размерами до 21 850 га. К концу зимнего периода площади наледей могут достигать 300 тыс. м2 при мощности льда до 2 м [26].

Рис. 9. Наледь на одной из рек юга Таймыра [23]

Поверхность наледей осложняется ледяными буграми высотой до 1 м и от 3 до 8 м в диаметре. Наледные бугры создаются гидростатическим давлением. Они могут представлять собой изолированные бугры, иногда с минеральными включениями. На территории северо-запада Средней Сибири можно выделить два типа наледеобразования: северный и умеренный.

В пределах Приенисейской равнины развиты преимущественно речные наледи небольших размеров на поверхности надпойменной террасы, вдоль склонов долины р. Енисея, по бортам долин и в устьевой части ручьев, впадающих в Енисей. Максимальный рост наледей происходит с середины ноября до середины января. Речные наледи образуются часто из года в год на одних и тех же местах реки. Русло реки в этом месте обычно расширяется и разбивается на несколько рукавов. Расширение русла является и причиной образования наледи и следствием ее. Весной вода реки устремляется или поверх наледи или река обходит наледь сбоку, подмывая усиленно обрывы террас и способствуя расширению русла [26].

Наледи межмерзлотных и подмерзлотных вод приурочены к выходам источников вод на склонах южной экспозиции. Если грунтовая наледь возникает на склоне, то она нередко принимает вид грандиозных ледяных каскадов. На территории северных городов в зимнее время появляется большое количество наледей техногенного характера [26]. Их появление обязано нерациональному использованию воды в хозяйственных целях, случаям утечки из отопительной системы, прорыву канализационных вод.

1.4 Термокарст

Термокарст — явление неравномерного проседания и провала почвы и подстилающих ее горных пород в результате вытаивания из них подземного льда. Этим понятием объединены все процессы разрушения подземного льда под действием солнечного тепла и тепла поверхностных вод. Термин введен в научную литературу М. М. Ермолаевым.

Основная причина появления и развития термокарста: изменение термического режима поверхности, увеличение мощности деятельного слоя. Главное условие: большая льдонасыщенность пород. Формы рельефа при термокарсте: озерные котловины (аласы), провалы, западины, блюдца, ниши, ложбины, термокары (термоцирки), байджарахи. Размеры термокарстовых форм могут достигать нескольких квадратных километров, но встречаются и совсем небольшие формы (рис. 10).

Минимальная глубина, необходимая для развития прогрессирующего термокарста, должна составлять 1,5 — 1,7 м [38]. Большинство озер имеют округлые очертания. Прямоугольные озера приурочены обычно к речным отложениям, находятся в днищах долин рек, размеры менее 50 м, глубина менее 3 м.

Рис. 10. Небольшое термокарстовое озеро в районе г. Игарки

В Северной геокриологической зоне термокарст распространен повсеместно, его распространение подчиняется особенностям распространения льдистых рыхлых отложений, залегание которых в условиях расчлененного рельефа крайне неравномерно. В исследуемом районе развиты два основных типа термокарстовых озер.

В настоящее время проявление термокарста можно наблюдать по погруженным в воду стволам и пням деревьев, саблеобразному изгибанию стволов деревьев, пьяному лесу, свежим трещинам на бортах впадин, затоплению кустарников и дернины.

Причины развития термокарста. Природа Севера чрезвычайно ранима. Даже при небольшом повышении температуры, а это неизбежно бывает при хозяйственном освоении территории — ММП протаивают. В естественных условиях в системе включаются природные механизмы саморегуляции. В периоды потепления происходит изменение почвы, растительности, гидрологического режима. Воздействие этих изменений на подземный лед часто имеет противоположный эффект влиянию повышения температуры.

Но за последнее столетие активного заселения и хозяйственного освоения северных территорий на природу стал воздействовать еще один фактор — антропогенный, который активизирует большинство криогенных процессов, в том числе и термокарст.

Рис. 11. Термокарстовый ландшафт в долине реки Норильской [24]

Его активное развитие связано с нарушением теплового состояния верхних горизонтов толщи ММП в результате удаления напочвенного покрова, изменения дренажных условий и действием иных причин, приводящих к увеличению глубины СТС грунтов. Полное уничтожение напочвенного покрова, экскавация грунта — соответствуют катастрофическим изменениям в природной среде, глубина СТС может возрастать в 2−3 раза, что приводит к развитию термокарста.

Условия развития термокарста. Наиболее полно охарактеризованы последовательность стадий развития термокарста в работах Н. А. Граве:

1. Незначительные пологие понижения поверхности почвы, образующие характерные отдельности, разделенные неглубокими трещинами;

2. «Не» (якут.) — просевший участок, заполненный водой с глубиной просадок края берега до 1,5 м;

3. «Дюёдя» — провальное озеро округлой формы с крутыми обваливающимися берегами.

Н.А. Граве отмечает, что процесс образования провальных форм протекает быстро только на первых стадиях. Прекращение термокарстового процесса происходит: 1) если полностью протаивает лед или льдистая порода; 2) слой грунта по всей мощности становится равным деятельному слою; 3) физико-географические условия в пределах просадки вызовут менее интенсивный теплооборот в приповерхностных горизонтах грунтов и менее глубокое сезонное протаивание.

Морфоскульптура при термокарсте. Наиболее характерные формы рельефа в связи с термокарстом: байджарахи, аласы, воронки, провалы, ложбины, котловины оседания, термокарстовые провальные озера, блюдца.

Байджарах (якут.) — конический земляной холм, оставшийся после вытаивания полигонально-жильного льда. Байджарахи формируются на склонах увалов, в местах близкого залегания жильных ископаемых льдов. По мере более глубокого вытаивания льда байджарахи разрушаются, выстилая своим материалом днища термокарстовых депрессий. На территории исследования встречены не были.

Алас — (якут.) крупная отрицательная форма рельефа, пологосклонная, плоскодонная котловина, образованная при вытаивании решеток полигонально — жильного льда. Размеры достигают до нескольких десятков квадратных километров, глубиной 10−15 м, а в некоторых случаях до 30 м и более. Днища заняты озерами либо лугами. Аласы типичны для областей распространения ММП, развиты в долинах крупных рек, на аккумулятивных равнинах и низких плато. Встречаются на Северо-Сибирской низменности и в долине Енисея.

Термокарстовые озера на дне аласных котловин широко развиты на обоих берегах Енисея: Долганские озера на Енисей — Малохетском водоразделе, группа Моргуновских озер севернее г. Игарки, Карасинские озера на правобережье Енисея, а также многочисленные озера в бассейне р. Пясина и р. Норильской.

Развиты также и молодые современные котловины, которые имеют небольшие размеры и часто возникают при сведении леса, распашке земель, лесном пожаре. В данном случае термокарст активно протекает по повторно — жильным льдам на высоких поймах, в заторфованных котловинах тундровой и лесотундровой зон и на северной окраине лесной зоны. Озерные термокарстовые котловины могут перемещаться в результате совместного теплового или механического воздействия воды со скоростью 1−3 м в год.

Термокар (термоцирк) — амфитеатровидное углубление в склоне, образуемое при вытаивании пластовых льдов, мерзлотного грунта и льда. Встречается по берегам рек и озер по всему Енисейскому Северу. В зависимости от характера грунта и типа содержащегося в нем льда (ледяные клинья, линзы, сплошные горизонты льда) форма термокара может быть различной: плоскодонной, с байджарахами, с крутыми и пологими склонами.

Термокарст по подземным льдам

На исследуемой территории особенность ММП — наличие в их составе широко развитых подземных льдов, среди которых выделяются цементные, сегрегационные, инъекционные, жильные, повторно-жильные, пещерные и различные виды погребенных льдов [10]. Наибольших размеров достигают пластовые залежи повторно-жильных льдов: 6−10 м по ширине и несколько десятков метров по глубине (рис. 12).

Пластовые залежи льда встречаются на территории Приенисейской равнины от широты Полярного круга (пос. Ермаково — Ледяная Гора) до устья реки Енисей. Широко распространены в Норильско — Хараелахской долине, в бассейне среднего течения реки Турухан, на правом берегу реки Большая Хета.

Рис. 12. Небольшая пластовая залежь льда в районе долины реки Иркингды (фото Пименова, 2003 г.) [23]

Обнажение (термокар) Ледяная Гора находится на высоком правом берегу реки Енисей, в южной части Ермаковской излучины, в 100 км южнее Игарки, между пос. Ермаково и станком Денежкино. По устному сообщению местных жителей, начало вытаивания пластовой залежи (рис. 13) связано с промышленной вырубкой леса в 50-е годы для строительства пос. Ермаково, где базировалась нефтегазоразведочная экспедиция Красноярского геологоуправления. В 60-е годы в связи с прекращением дальнейшего нарушения и восстановлением растительности обнажение было законсервировано и задерновано. Вторичное его вскрытие произошло в 1969 году.

Крутой склон правого берега Енисея оказался подмытым необычайно высоким 25-метровым паводком, обнажившим мощную залежь пластового льда, активное таяние которого привело к катастрофическому разрушению этого участка берега. Образовался большой термокар с остаточным пластом льда на дне, перекрытым грязекаменными потоками, несущими материал, сползающий с высоких разрушающихся стенок термокара.

Рис. 13. Схема расположения термокара Ледяная Гора и скважин НКГРЭ в районе Ермаковской излучины р. Енисей [18]

Почти ежегодные наблюдения за цирком проводились научным сотрудником Игарской научно-исследовательской мерзлотной станции (ИНИМС) Е. Г. Карповым [92]. Ежегодные наблюдения показали, что наибольшая скорость вытаивания и разрушения стенок термокара была в 80 гг. Заметное замедление, прекращение оттаивания пластовой залежи и ее полное самозахоронение произошло в 1990—1992 гг., когда лед обнажался только на дне нового термокара, образовавшегося после спуска оз. Щучьего. В сентябре 1994 г. Ледяная Гора вновь вскрылась в 400 м от р. Енисея в северо-западной части между озерами Щучьим и Утиным на вершине моренной гряды. В 1997 г. высота видимой части достигала 10−15 м, а ширина около 100 м.

Рис. 14. Пластовые льды в обнажении Ледяная Гора, фото ИНИМС

За время наблюдений с 1972 по 1997 г. размер термокара увеличился в 100 раз. При средней скорости разрушения стенок обнажения 15−20 м в год, максимальная отмечена в северной части обнажения: в 1980 г. -27 м, а в 1983 г. — 30 м за один теплый сезон. Наибольшая видимая мощность льда, учитывая, что он уходит далеко под дно термокара, достигала 21,75 м. Ледяная залежь имеет ровную волнистую поверхность. Основная масса льда зажата между горизонтом валунных суглинков и слоем песка, уходит вглубь, образуя в разрезе куполовидное поднятие. Видимая протяженность ледяной залежи в термокаре 600 м при мощности 40 м.

На вершинах многих останцов прослеживается остаточно — полигональный микрорельеф. Активно идущий процесс термокарста привел к образованию глубоких озерных котловин, значительному расчленению этой поверхности, сформировав увалисто-грядовый рельеф. Термокарстовые процессы идут и сейчас по берегам, на что указывает обилие затопленных на мелководьях стоящих деревьев, а также множество неглубоких по площади озерных котловин. Термокар до сих пор вызывает большое количество споров.

Обнажение Мамонтово расположено в бассейне среднего течения р. Турухан, на правобережье р. Маковская, в 10 км северо-восточнее поселка Янов Стан, в 60 км южнее Полярного круга. Обнажение носит название озера, на берегах которого были найдены кости и бивни мамонта. Характерной особенностью озера Мамонтово является его большая глубина при относительно небольшой площади (3,75 км2), максимальная глубина во время межени 45 м. Глубины озера резко возрастают с самого берега. Дно котловины озера лежит на глубине 26 м ниже уровня моря [19].

Восточный берег оз. Мамонтово с относительной высотой 18 м сложен толщей льда. Лед переполнен темно-серым, голубоватым суглинком, весь разрез имеет голубоватый цвет. В обнажении прямо изо льда торчат крупные окатанные валуны и галька. Для поверхности льда характерна крупная гофрировка. Видимая мощность отложений 8 м.

По сообщениям местных жителей вытаивание ледяной залежи последние 10 лет происходит постоянно. Особенно интенсивно разрушается восточный берег озера. Мощность ледогрунтовой толщи достигает 12 м, пласт ледогрунта всюду перекрыт слоем современных термокарстово-солифлюкционных склоновых отложений мощностью 2−3 м. Понижения между куполовидными выступами ледогрунта заполнены флювиогляциальными песками с гравием, галькой и валунами.

Обнажение Большая Хета расположено на правом берегу среднего течения р. Большая Хета, в 40 км ниже устья правого притока Соленая, в 170 км к северо-западу от Игарки. Пластовая залежь имеет погребенно-ледниковое происхождение. Относительная высота обнажения Большая Хета 40 м. Отвесная стена обнажения имеет местами «обратный» наклон — вглубь коренного берега. Термокар имеет правильную округлую форму при одинаковой длине и ширине 100×100 м, состоит из двух почти равных по площади частей, разделенных уступом термотеррасы высотой 5−6 м [48].

На коренных склонах реки широко развиты древние заросшие термокарстовые понижения, образованные в результате частичного вытаивания льдонасыщенных ММП. На дне многочисленных цирков до конца августа сохраняются снежники, но есть и действующие термокары. В разрезе террасы хорошо видны слагающие ее современные термокарстово-солифлюкционные, склоновые отложения мощностью 2−3 м. Под ними залегают загрязненные грунтовые включения косослоистого пластового льда видимой мощностью 3 м. Действующая часть термоцирка вскрывает сильно загрязненный грунтом пластовый лед и перекрывающие его отложения. Дно термокара наклонено в сторону реки Большая Хета, его площадь залита жидкой грязью, которая выносится за пределы термокара, образуя конус выноса [19].

1.5 Криогенное выветривание

Криогенное (морозное) выветривание — это разрушение скальных пород, вследствие расширения воды в трещинах при замерзании [34].

Продуктами морозного выветривания являются угловатые обломки самого разного размера. Скопления крупных остроугольных скальных обломков характерны для гор и полярных областей с низкими температурами, где в течение года наблюдается до 300−350 циклов замерзания-оттаивания поверхностного слоя. Результатом протекающего в криолитозоне раздробления пород является господство каменных россыпей и курумов. Разрушение пород сопровождается камнепадами, которые особенно часты весной.

Для разрушения пород важны интенсивность промерзания, количество и длительность циклов промерзания-оттаивания, большие амплитуды температуры на поверхности грунта, увеличение с севера на юг глубины СТС, прочность слагающих пород и их трещиноватость, неотектонические движения и большая влажность. Морозное воздействие особенно усиливается вблизи тающих снежников и на берегах, где породы часто смачиваются. Формы рельефа, образующиеся при криогенном выветривании: торы, курумы, каменные реки, каменные моря, нагорные террасы.

Тор (кигилях) — это возвышающийся над окружающими склонами скальный выступ, который образовался в процессе дифференцированного выветривания скального основания и удаления обломков массовыми склоновыми процессами [34]. Высота торов колеблется от одного до десятка метров. На исследуемой территории их распространение приурочено к склонам и водораздельным поверхностям на плато Путорана.

Курумы — продукт криогенного выветривания, обширные скопления крупнообломочного и глыбового элювия на пологих склонах [9]. Образование курумов определяется климатическими условиями, литологическими особенностями скальных пород и рыхлых отложений, расчлененностью рельефа и тектоническими особенностями территории. На севере мощность курумов не велика и практически не превышает 1 м. Увеличение континентальности климата создает благоприятные условия для крупноглыбового криогенного дробления скальных пород. Потоки курумов в основании склонов образуют шлейфы.

Нагорные террасы — [8] криогенные склоновые террасы, характерный элемент мезорельефа гольцового пояса гор, которые обычно увенчаны слабовыпуклыми, почти плоскими площадками усеченных вершин поперечником не более 1−2 км. Ниже вершин наблюдаются целые серии ступеней нагорных террас. Они прослеживаются вдоль гребней гор или их отрогов. Серии нагорных террас четко прослеживаются на склонах гор Путорана. Нагорные террасы образуются в результате морозного выветривания коренных пород, вследствие подрезания крутых участков и превращения их в уступы. Уступы, разрушаясь, попятно отступают. Нижние террасы «съедают» верхние. Останцы на привершинных участках — свидетели прежнего уровня снизившейся поверхности.

Курумные (каменные) моря — крупные по масштабам скопления продуктов криогенного выветривания, чаще всего встречаются на крупных водоразделах (рис. 15).

Рис. 15. Курумное море на водоразделе р. Большой Авам, юг п-ва Таймыр[22]

1.6 Сортировка материала

Сортировка материала — это сложный комплексный процесс, сочетающий явление морозобойного трещинообразования, пучения, миграции обломков к фронту промерзания, механической сортировки и осадки при протаивании. Включает в себя: 1) вымораживание и выталкивание камней; 2) действие стебелькового льда; 3) смещение грунта [34]. С этим процессом связано выпучивание столбов и других искусственных сооружений из грунта. Сортировка развивается повсеместно в области распространения ММП и в горных районах. Основные формы рельефа при сортировке материала: сортированные каменные круги, сортированные каменные полигоны, каменные полосы, сети, ступени, каменные многоугольники, венки, розетки и «боронованные» формы.

Криогенное движение обломков пород развивается во вмещающих отложениях (внутригрунтовое), и на дневной поверхности (поверхностное). Поверхностное криогенное движение приводит к горизонтальной фракционной сортировке обломочного материала и моделированию микрорельефа.

Интенсивность внутригрунтового и поверхностного движения материала увеличивается с ростом скорости промерзания, повышением количества циклов промерзания — протаивания, большей водонасыщенностью грунта, увеличением размера обломков пород, ростом силы промерзания с вмещающим грунтом, уменьшением сцепления и трения талого грунта с поверхностью камней.

Рис. 16. Каменные кольца — результат сортировки материала [34]

С увеличением суммарной площади каждого обломка возрастают силы пучения и интенсивность их вымораживания. Сортировка материала по крупности происходит в результате осадки грунта вдоль боковых граней обломков, лежащих на мерзлом основании. Чем крупнее обломок, тем больше величина осадки грунта и больше величина его движения вверх. На дневной поверхности накапливается обломочный материал, отчетливо сортированный по крупности. На поверхности располагаются наиболее крупные обломки, с глубиной их размер уменьшается, и у основания каменистого горизонта находятся мелкие дресвяные и песчаные фракции.

Сортированные каменные кольца — это структурные грунты с преимущественно округлой формой ячейки и признаками сортировки, обычно с каменным бордюром, окружающим мелкозем, относительно редко встречающиеся и изолированные [34].

Сортированные каменные полигоны — это структурные грунты, преимущественно с полигональной формой ячейки и признаками сортировки, обычно с каменным бордюром, окаймляющим более тонкий материал. Минимальный диаметр ячейки сортированных полигонов около 10 см, максимальный до 10 м [34]. Иногда мелкие сортированные формы занимают центральные обнаженные участки более крупных сортированных полигонов. В центре сортированных полигонов концентрируются более мелкие частицы, иногда с каменным материалом. Размер обломков, слагающих бордюр, тем больше, чем больше полигон. Размер камней в бордюрах уменьшается с глубиной.

1.7 Пятнообразование

Пятнообразование — процесс образование различного типа пятнистой тундры. Ведущая роль в образовании пятен принадлежит процессам пучения переувлажненного грунта и последующей денудации выпученных бугорков, а в подзоне арктической тундры — морозобойному растрескиванию. По Б. И. Втюрину [9] ведущий процесс при пятнообразовании не выявлен. Образование этого микрорельефа не связано с процессами морозобойного растрескивания.

Размер пятен от 0,5 м до30−50 м в диаметре, центр на 5−15 см выше, чем край. Наиболее частые вариации размеров от 20−30 см до 1−2 м [26]. Пятна обычно разграничены в разрезе друг от друга трещинкой или клинышком, заполненных гумусированным грунтом. В плане образуют блоки, ограниченные трещинками.

Пятна-медальоны формируются главным образом на суглинистом субстрате, значительно реже они встречаются на супесях, торфе, песках [9]. Пятнистая тундра развивается на примитивных почвах вследствие неглубокого летнего оттаивания почвы (всего примерно на 30−50 см от поверхности). Их образованию также способствуют низкие температуры почвы, слабое задернение тундры, иссушающее действие морозов, растрескивание, размывание и развевание почв в открытых местах.

Распространены эти образования в пределах водоразделов и в верхней части склонов долин. В восточной части Хантайско — Дудинской равнины пятнистые образования исследовал С. П. Суслов [43].

Рис. 17. Сортированное пятно-медальон [22]

В районе Боганидского озера С. П. Суслов описал «песчаные медальоны». Они располагаются на вершинах холмов и сложены желтым песком с гравием, галькой, валунами. В восточной части дудинской лесотундры в пределах предгорной части региона на склонах холмов встречаются вытянутые по склону без зеленых бордюров дерновины пятна. Подобные формы микрорельефа, а также переувлажненность грунтов указывают на возможность развития здесь солифлюкционных процессов. На склонах пятна часто принимают вытянутую форму, и объяснял это также участием солифлюкционных процессов.

1.8 Солифлюкция

Солифлюкция — это процесс стекания грунта, напитанного водой, вниз по склону под влиянием силы тяжести [34]. Первоочередная роль отводится переувлажнению в сочетании с гидростатическим давлением. Важное значение имеет пористость грунтов.

С солифлюкцией связано образование криогенной морфоскульптуры: солифлюкционных террас, валов, шлейфов, полос и ступеней. Для протекания солифлюкции благоприятны следующие условия: отсутствие лесной растительности и сомкнутого дернового покрова, образование трещин (морозобойных и усыхания), большое увлажнение грунтов на вечно и сезонномерзлом основании, интенсивная миграция воды при промерзании и протаивании, наибольшая подвижность грунтов в процессе протаивания.

Солифлюкционные процессы — одни из самых распространенных склоновых процессов севера и северо-запада Средней Сибири, особенно в лесотундровой зоне, в северной тайге и в горных тундрах. К югу от 64−68? с.ш. распространенность этих процессов сокращается в связи с выполаживанием рельефа и с увеличением глубины СТС, сокращением площади многолетней мерзлоты [44]. Солифлюкционные процессы наблюдаются на пологих склонах, на обширных участках террас и пологоволнистых водоразделах. На равнинных пространствах солифлюкция имеет место в пределах склонов речных долин. Распространение солифлюкции в горах Путорана несколько ограничено обилием крутых склонов с выходами на поверхность коренных пород.

При положительных температурах лед быстро теряет свойства твердого тела. Образующиеся потоки воды стекают внутри грунтовой толщи в более низкие места, происходит обрушение верхних земляных масс, образуются складки, сопровождающиеся вздутиями и буграми до 2 м высоты.

В нижних частях склонов с уменьшением их крутизны до 5−100 и значительным возрастанием мощности рыхлых отложений наблюдаются крупные солифлюкционные террасы. Их ширина колеблется от 20−30 м до 70−100 м при протяженности до 150−200 м. Средняя высота уступа равна 1,2 — 1,5 м.

Быстрая солифлюкция — это сплывы и селевые потоки, приводящие к формированию серии солифлюкционных террас шириной десятки и сотни метров — больших солифлюкционных цирков и нивально-солифлюкционных уступов. Скорость этого процесса — десятки метров в сутки. Быстрая солифлюкция присуща склонам разной крутизны от 5−7 до 1−3?, а при техногенном воздействии — и при крутизне < 1?. Крупные солифлюкционные террасы — это криогенные образования, которые развиваются на склонах практически всех экспозиций.

Развитию солифлюкционных террас может благоприятствовать наличие крупных снежников. Тающий снежник служит источником дополнительного притока влаги на склон, и локально возникают условия для развития денудационных процессов, взаимодействие которых с солифлюкцией и обусловливает формирование здесь крупных солифлюкционных террас.

2. Физико-географические условия Туруханского района

2.1 Физико-географическое положение

Район исследования расположен между 61? и 68? с.ш. и между 84? и 92? в.д. Особенность его географического положения заключается в том, что вся территория простирается вдоль реки Енисей (рис. 18). Данная территория расположена в двух физико-географических странах. Западная часть района занимает восточную окраину Западно-Сибирской равнины, при этом восточная находится на относительно небольшом участке Среднесибирского плоскогорья.

Территория Туруханского района вытянута по обоим берегам Енисея с юга на север на 893 км, с запада на восток от 200 до 450 км. Восточная граница района проходит через среднее течение реки Курейка, затем, пересекая полярный круг, проходит через реку нижняя Тунгуска захватывает западную часть Тунгусского плато, затем, пересекая Подкаменную Тунгуску, доходит до северной оконечности Енисейского кряжа.

В этой части Туруханский район граничит с Эвенкийским районом. Южная граница района захватывает северную часть Енисейского кряжа, пересекая Енисей, и уклоняется в северо-западном направлении. Южным соседом Туруханского района предстает Енисейский район. Западная граница начинается к северу от 62? с.ш., пролегая по водоразделу между рекой Таз и рекой Енисей, доходит до самой северной точки Туруханского района. На протяжении всей западной границы примкнула Тюменская область с её автономными округами. Участки северной границы крайне изрезаны, здесь север Туруханского района граничит с Игарским и Таймырским районом. В силу размеров своей площади Туруханский район принадлежит к числу самых больших административных единиц Красноярского края. Его площадь составляет 61,7 тыс. км?.

Рис. 18. Туруханский район, масштаб 1: 6 000 000 [2]

2.2 Геологическое строение и рельеф

Туруханский район расположен на стыке двух тектонических структур: Западно-Сибирской плиты и Сибирской платформы. Фундамент Сибирской платформы сложен архейскими и протерозойскими (рис. 19) складчатыми комплексами и имеет расчленённый рельеф.

Формирование осадочного чехла Сибирской платформы началось в нижнем палеозое общим погружением, вызвавшим крупную морскую трансгрессию. Наряду с песчаниками и известняками в морских лагунах накапливались красноцветные толщи, содержащие соли и гипсы [3]. В конце силура почти вся территория испытывала поднятие, ставшее откликом каледонской складчатости на соседних с платформой территориях.

В мезозое вся территория платформы представляла собой компактную сушу — область денудации, формирование поверхностей выравнивания и коры выветривания. Кайнозой характеризуется дифференцированными движениями с общей тенденцией к поднятию. Происходило расчленение поверхности речной сетью [3].

В конце палеогена, когда исчезло море с территории Западно-Сибирской равнины, и начались поднятия Средней Сибири, происходило интенсивное врезание гидрографической сети, что привело к постепенному исчезновению озер. Террасы речных долин формировались в условиях сурового и довольно засушливого климата. В это время тектонические поднятия плоскогорья сопровождались значительными опусканиями. Трансгрессия моря на севере послужила одной из важных причин четвертичного оледенения северных районов Средней Сибири.

Появление ледников было вызвано как понижением летних температур, так и несколько большим увлажнением по сравнению с нижнечетвертичным временем [5]. Восточная окраина Западно-Сибирской плиты, так же неоднократно подвергалась четвертичным оледенениям. Она сложена суглинками, глинами, песками морского и ледникового происхождения [14].

Восточную часть района занимает северо-западная часть Среднесибирского плоскогорья. Средняя высота Сред-несибирского плоскогорья составляет 500−700 м. Отличительной чертой является сочетание преимущественно плоского или пологоволнистого ступенчатого рельефа междуречий с глубоко врезанными крутосклоновыми долинами рек [4].

Рис. 19. Геологическая карта Туруханского района. Масштаб 1: 9 500 000

Там, где выходы кристаллических пород, образуются многочисленные пороги, водопады, шиверы; скорость течения в таких местах достигает 3−5 м/сек. Лишь в верховьях и в пределах низменности образуются широкие речные долины, с реками, течение которых размеренно и спокойно.

Среди морфоструктур на территории района различают равнины молодых платформ, к которым относится Западно-Сибирская равнина; равнины и плато древних платформ, к которым относится северо-западная окраина Среднесибирского плоскогорья [4].

Западная часть района представлена северо-восточной окраинной Западно-Сибирской равнины. Рельеф здесь довольно однообразный, плоский, типичный равнинный с высотами до 200 метров. Данная территория сильно заболочена с ярко выраженной широтной зональностью природных условий.

Северо-западную часть Туруханского района занимает Нижнеенисейская возвышенность Западно-Сибирской равнины, а юго-западную часть — Туруханская низменность, тянущаяся вдоль реки Енисей. Здесь прослеживаются, конечно-моренные гряды.

2.3 Климат

Территория Туруханского района расположена в северной части огромного материка в двух климатических поясах: субарктическом и умеренном. В пределах каждого пояса заметны изменения климатических показателей с севера на юг (рис. 6).

Влияние теплых морей Тихого и Индийского океана ограничено огромной протяженностью территории материка, отгороженностью высокими горами. Теплые воздушные массы достигают Приенисейской территории трансформированными. Тип климата резко континентальный. Это проявляется в большой разнице температур самого холодного и самого теплого месяцев в году и в их резком колебании в течение суток, сравнительно небольшом количестве выпадающих осадков [6]. Континентальность закономерно возрастает к востоку, причем она значительно сильнее в северной части района.

Туруханский район входит в две климатические области Красноярского края: северную и центральную. Климат северной области особенно суровый. Смягчающее влияние Северного Ледовитого океана невелико и распространяется только на прибрежные низменности. Для северной части Туруханского района, входящей в эту область, характерна длительная, морозная зима с сильными ветрами и высокой влажностью и короткое прохладное лето.

Климат центральной области характеризуется жарким и коротким летом, продолжительной холодной зимой, быстрой сменой сезонов года и значительными колебаниями температуры [6].

Количество солнечной радиации. Годовая сумма рассеянной радиации составляет от 35 до 40 ккал/см2, годовая сумма прямой радиации — 35−30 ккал/см2. Количество поступающей суммарной радиации за год колеблется в пределах от 85 ккал/см2 на юге района, и до 75 ккал/см2 на севере района. Средний показатель радиационного баланса территории составляет 20−22 ккал/см2. Максимальное количество рассеянной и прямой радиации в районе Туруханска территория получает в мае — 33,47 и июне — 33,47 тДж соответственно. За год территория в районе Туруханска получает рассеянной радиации — 177,38 тДж; прямой — 151,46 тДж [5].

Температура. Средняя январская температура в Туруханске равна -28,4?С. У южных пределов Туруханского района около -25?С (рис. 20). Среднегодовые температуры повсюду отрицательны, а сумма активных температур колеблется от 900 на севере до 1700 на юге. По всей территории температура ежегодно падает до -50?С, а иногда до -60?С. Абсолютные минимальные температуры, зарегистрированные в Туруханске -61?С.

Самым холодным месяцем, кроме Вороговской и Туруханской, для всех станций является январь (у первых 2-х — декабрь) и самым теплым для всего края — июль. Сравнивая средние температуры января двух пунктов Ворогово (-22,5?С) и Таимба (-30,3?С) — видим, что последний отличается более суровым климатом, чем первый, что объясняется повышением территории на восток и приближением к «полюсу холода» в Восточной Сибири. Восточная половина района значительно холоднее западной, с более резко выраженной континентальностью.

От юга к северу средние температуры резко понижаются. В южной части района зима продолжается около 6-ти месяцев (с 20 октября по 20 апреля приблизительно), а в северной — до 8 месяцев. Наибольшим постоянством отличается температура воздуха в теплое время, резкое колебание наблюдается при температурах ниже 0? [4].

Только в июле в пределах всего района не бывает отрицательных температур и заморозков. Весьма характерны устойчивые и мощные инверсии температур (с подъемом на 100 м температура повышается на 1−3?). При падении температуры ниже -35?С вблизи населенных пунктов обычно возникают туманы, достигающие 40−45, а иногда и до 100 м мощности.

Туруханск: среднегодовая температура -7,4?С; средняя температура января -28,4?С; средняя температура июля 15,4?С; абсолютный максимум 33? С; абсолютный минимум -61?С; количество осадков — 334 мм.

Верхнеимбатск: среднегодовая температура -5,3?С; средняя температура января — -28,4?С; средняя температура июля 16,3?С; абсолютный максимум 33? С; абсолютный минимум -57,3?С; количество осадков — 446 мм.

Раз в 15−20 лет в январе бывают до 0? С, но оттепелей не наблюдается. Самые высокие температуры наблюдаются в Ворогово до 40,0?С, а самые низкие в Игарке -63,0?С.

Ветры. В основном здесь преобладают западные воздушные течения. Однако только небольшая западная часть зоны испытывает влияние Атлантики. В циркуляции воздушных масс преобладают ветра южного и северного направлений [6]. Примерно 40% дней в году над территорией господствуют арктический воздух с северо-востока. Широкое русло р. Енисей оказывает заметное влияние на направление ветра. Так в Туруханске и Игарке в период с ноября по март повторяемость южных и юго-восточных ветров в сумме составляют 50−60%. Скорость ветра в среднем изменяется от 2 до 4 м/с [4].

Осадки. В год выпадает от 600 до 800 мм осадков (рис. 6). Наибольшее количество осадков в пределах района выпадает в августе [4]. За долгую зиму выпадает 15−30% годового количества осадков. Снег держится с октября по май (от 250 дней в районе Туруханска и до 185 дней на юге). Мощность снежного покрова от 70 см до 100 см и выше.

Особенностью Туруханского района является относительно большее по сравнению с окружающими территориями выпадение снега в ноябре. Закономерный рост снежного покрова с февраля замедляется, а ураганные ветры делают снег плотный как асфальт. Необходимо отметить, что в районе наблюдаются в среднем 2−4 дня с сильными снегопадами, при которых выпадает до 19 мм осадков.

Осадки обычно выпадают при западных, юго-западных и северо-западных ветрах. Больше осадков выпадает на юге района до 1000 мм, а меньше на севере — 475 мм. Уменьшается количество осадков с запада на восток.

Облачность. Максимальная годовая облачность наблюдается в ноябре (до 25 пасмурных дней). Меньше всего пасмурных дней в марте (14−15).

Весьма действенна радиационная роль климата. Зимой выхолаживание материка создает устойчивую антициклональную погоду с большими морозами, безветрием при умеренном, а в иные годы и маломощном снежном покрове. Формирование антициклона происходит с конца октября, своего максимума он достигает в январе, а разрушается в марте. Интенсивно выхолаживающиеся приземные слои воздуха, которые иногда становятся холоднее арктических масс.

Устойчивые морозы при маломощном снежном покрове способствуют сохранению, а в некоторых случаях и накоплению многолетней мерзлоты грунтов. В северной части, зоны мерзлые грунты распространены повсеместно, в средней части имеются острова таликов.

Зима — холодный период продолжается 8 месяцев. В ясные морозные ночи в районе Туруханска возникают северные сеяния. Временами устанавливается тихая и безоблачная погода с крепкими морозами — в силу вступает азиатский антициклон. Иногда вторгаются северо-западные воздушные массы. Они приносят временное потепление и облачность. Их сменяют арктические воздушные массы, вызывающие резкое похолодание.

Снежный покров удерживается больше 250 дней. Снег рыхлый, поэтому легко переносятся ветром в пониженные места. Снег на севере Туруханского района выпадает в конце сентября — начале октября, на юге во второй половине октября. За полярным кругом Туруханского района снег может выпадать в любой день года.

Например, в 1986 году снег выпал 20 июня. Мощность снегового покрова на севере района составляет от 70 см до 150 см, а на юге района до 100 см, а в некоторые года снежный покров на севере достигает только 60 см. Толщина снежного покрова в тайге достигает 160 см. Временами проносится сильная пурга, вызываемая южными и юго-восточными циклонами.

С суровым климатом и малоснежьем связана вечная (многолетняя) мерзлота, занимающая более половины территории.

Весна — время неустойчивой погоды, резких суточных колебаний температур, период набухания и раскрытия почек, начала цветения и массового прилета птиц. Период относительно короткий.

Однако даже поздней весной могут быть ночные и утренние заморозки. Нередко такие изменения происходят в течение суток. С первой половины мая вскрываются реки на юге района и до конца мая — на севере. Это иногда приводит к образованию заторов. Потепление и вскрытие рек и озер вызывает увеличение облачности и количество осадков (в апреле 2−5%, а в мае 5−10% от общего количества осадков за год).

В связи с этим постепенно меняется и направление ветров. В Туруханском районе количество дней в году с северным ветром растет к северу региона. Усиливается, по сравнению с другими месяцами и средняя скорость ветра. В мае она равна в Туруханске — 3,6 м/сек.

Рис. 20. Климатическая карта Туруханского района [2]

Среднесуточные температуры постепенно возрастают — температура в 0? С устанавливается в среднем в Туруханске — 17 мая, температура в 10? устанавливается — 20 июня.

Короткая весна незаметно переходит в лето.

Лето — время полного смыкания кроны деревьев, цветения кустарников и созревания семян ягод. Устанавливаются положительные температуры, хотя заморозки иногда бывают и во второй половине июня.

Средняя температура самого теплого месяца — июля изменяется от 15,1?С (Игарка) на севере до 17,3?С (Келлог) на юге.

Летние температуры довольно высоки и повсюду могут превышать 30? С. Самый теплый месяц — июль. В это время погода в Туруханске достигает 33? С, а в Ворогово доходит до 42? С. В этот период на юге Туруханского района устанавливается пониженное давление. Преобладают северные ветры, изредка сменяясь западными ветрами.

ПоказатьСвернуть
Заполнить форму текущей работой