Криогенные процессы и рельеф в областях развития вечной (многолетней) мерзлоты.

Распространение и развития вечной мерзлоты по латерали и в разрезе. Под термином «вечная мерзлота» авторы настоящего учебного пособия понимают мощный пласт промёрзшей горной породы, возраст которого соизмерим с геологическим веком[7]. Термин «многолетняя мерзлота» не совсем точно соответствует этому понятию. По своей сути он больше соответствует понятию «перелеткоавя мерзлота». По этой причине мы чаще будем использоваться смысловой основой термина «вечная мерзлота», не имея в виду философскую основу понятия «вечность».

Мерзлые породы и льды являются неотъемлемыми элементами природной среды, в которой мы живем. Различные криогенные образования содержатся в природных условиях в трех оболочках Земли: литосфере, гидросфере и атмосфере. Часть этих оболочек является составляющими криосферы Земли. Основным признаком наличия мерзлоты являются воды в твердом состоянии, при температуре ниже 0°С. Границы криолитосферы Земли варьируют в соответствии с сезонными и более долговременными изменениями температуры.

Наука о криолитосфере Земли называетсягео криология. Важнейшими ее составляющими являются гляциология и геокриология или мерзлотоведение. Такие объекты как атмосферные льды, наземное оледенение, снег, льды акваторий изучает гляциология, то есть те, которые отделены от литосферы рельефом земной поверхности. Их динамика в большой степени зависит от рельефа. Многолетняя и сезонная мерзлота изучается наукой геокриологией или мерзлотоведением. Её о бъекты исследования распологаются ниже поверхности рельефа или в криолитозоне. Таким образом, криология объединяет эти две крупные науки, индикаторами становления и развития которых является рельеф земной поверхности.

Географическое распределение мерзлых пород на Земле. Мерзлые породы не встречаются только в тропическом и субтропическом климатичесих поясах. Кратковременное промерзание почвы связано с ночными заморозками. Сезонное промерзание пород вызывается наличием отрицательных температур почво-грунтов зимой, в связи с сезонными колебаниями климата. Причиной существования многолетних мерзлых пород является продолжительное существование отрицательных среднегодовых температур пород под влиянием вековых колебаний температур на поверхности Земли, периодически создающих отрицательные температуры в верхних слоях литосферы

География льдов и мерзлых горных пород на земном шаре весьма широка. Распространение льдов и мерзлых пород обуславливает их влияние на структуру и стратегию хозяйственной деятельности Человека. Общая площадь криолитозоны Земли составляет около 25% суши. В России она занимает примерно 65% территории. Из-за продолжительной и холодной зимы, малой мощности снежного покрова и отрицательных среднегодовых температур на обширныхпространствах Евразии и Северной Америки даже летом, промерзшие горные породы на глубине не оттаивают. Слои горных пород, температура которых круглый год отрицательна, содержит мелкие кристаллики льда, цементирующие породы. Толщи таких горных пород называют вечной или многолетней мерзлотой Многолетняя мерзлота образовалась в ледниковую эпоху там, где земная поверхность не покрывалась льдом, но среднегодовые температуры были очень низкими. На Земном шаре «вечная» мерзлота занимает площадь, составляющую 25% от всей площади суши. В ее пределах находятся многие важнейшие горнорудные, нефтяные, угольные и другие районы разведки недр, разработки и добычи полезных ископаемых. Область вечной мерзлоты занимает более 50% территории Канады и около 80% штата Аляска в США. Она покрывает всю Антарктиду и Гренландию, развита широко в странах Скандинавии, в северных и горных районов Китая, Монголии и даже на горе Килиманджаро в тропической Африке (Рис.55).

В России мерзлота распространена на 65% территории (Рис.56). Ее нижние границы в Европейской части РФ практически совпадают с северным полярным кругом. Она охватывают территории севера Кольского полуострова и Большеземельской тундры. Далее, восточнее, она отпускается языком к югу по Уралу (почти до 60°с.ш.), продолжается далее в широтном направлении почти до 62 параллели от Урала до Енисея, затем поворачивает и продолжается южнее вдоль Енисея, захватывает Алтай и Саяны и уходит за пределы Российской Федерации. Вне области распространения многолетней мерзлоты, слой грунта замерзающего в зимнее время называют сезонной мерзлотой. В РФ она не возникает ежегодно лишь в некоторых местах (Черноморское и Каспийское побережья). На Крайнем Севере и Северо-Востоке России многолетняя мерзлота распространена повсеместно. Это зона сплошной мерзлоты и ископаемого или погребенного льда. Несколько южнее располагается зона, где мерзлота местами отсутствует, и залегают, так называемые, талики – это зона многолетней мерзлоты с островами таликов. К ней с юга примыкают области, где «вечная» мерзлота распространяется лишь локально на общем фоне талых пород, - это зона островной мерзлоты и перелетков (линзы мерзлых пород, образующихся после суровых зим и сохраняющиеся в течение 2-3 и более лет). Верхний слой земной коры в районах распространения многолетнемерзлых пород в весенне-летний период оттаивает, а зимой замерзает. Если этот слой при промерзании зимой не сливается с толщей вечномерзлого грунта, то его называют сезоннопромерзающим, а если сливается – сезоннооттаивающим (деятельный слой). Мощность деятельного слоя в разных местах различна и зависит от климатических условий, рельефа, характера почвенного слоя, наличия растительности и ее вида, геологического строения, физических и тепловых свойств горных пород. В зависимости от сочетания указанных факторов, мощность слоя изменяется от долей до нескольких первых метров. На крутых склонах, сложенных коренными породами, где отсутствует снежный покров, максимальная глубина промерзания (и оттаивания), в зависимости от степени трещиноватости, выветрелости и влажности, может достигать 10м и более. В тонкодисперсных отложениях (суглинках, глинах) глубина сезонного промерзания (и оттаивания) редко превышает первые метры. Иногда на зачительной глубине наблюдается чередование прослоев талых и многолетне мерзлотных отложений. Подобное залегание называется прерывистой или слоистой мерзлотой. Причины ее образования достаточно разнообразны и полностью еще не изучены. Ниже деятельного слоя залегает горизонт многолетнемерзлых горных пород, в пределах которого происходят сезонные колебания отрицательных температур. Мощность этого горизонта изменяется в среднем от 1,5 до 10м. Но иногда она достигает даже 40м. Ниже слоя с сезонно меняющейся температурой залегают породы с отрицательной постоянной температурой. В районе Оймякона средне-многолетняя температура на глубине 10-15м равна – (10-12°) С, на севере Таймырского полуострова – около – (13-15°) С, в районе Якутска на глубине 10-12 м – около -4° С, в Чите – около -2° С. Мощность пород, скованных многолетней мерзлотой, колеблется в широких пределах, в отдельных участках достигая 300-400м и даже 900м (хр. Удокан, Забайкалье).

Для горных районов в распространении различных типов многолетней мерзлоты наблюдается вертикальная поясность – с увеличением высоты местности мощность многолетне мерзлотных пород возрастает. В пределах территорий распространения многолетне мерзлотных пород широко распространены подземные льды – т.е. льды, находящиеся в толщахмноголетне мерзлотных пород. На приполярных низменностях они занимает иногда до 80% объема четвертичных пород. Горизонтально полосчатые и вертикально полосчатые повторножильные льды на пылеватых, глинистых равнинах и в торфяниках нередко составляют крупные массивы. В горах подземных льдов значительно меньше.

Различают сингенетический подземный лед, возникший одновременно с промерзанием вмещающих отложений, и эпигенетический лёд, образовавшийся в ранее промерзшей толще горных пород. Подземный лёд подразделяется на три основных генетических типа: а) конституционнный, б) пещерно-жильный и в) погребенный.

Конституционный лёд образовался из воды при промерзании увлажненных горных пород, которая находилась в этих породах. Его представляют следующие виды: а) лед-цемент, образующийся за счетзамерзания влаги в порах горных пород, б) сегрегационный лёд, выделяющийся внутри или на поверхности глинистых пород или торфа в результате кристаллизационной дифференциации с подтягиванием воды к фронту промерзания и возникновением здесь ледяного шлира и в) инъекционный лёд, возникший в дисперсной среде по промерзшей породе при напорном внедрении и замерзании свободной воды.

Пещерно-жильный лёд образуется при замерзании воды или пара в готовых полостях или трещинах. Он включает следующие виды: а) жильный лед, заполняющий готовые трещины; б) повторно-жильный лёд, образовавшийся в торфяно-пылевато-глинистых породах при заполнении морозных трещин, периодически возникающих в одном и том же месте (Рис.57, 58), в) пещерный лед, заполняющий полости (пещеры, ниши и др.), возникающие при выносе части вещества из горных пород.

Погребенный лед образуется в толще пород, сохранившийся в результате погребения наземных льдов. Он представлен следующими видами: а) конжеляционные льды – наледи, донные льды, промерзшие водоемы, речные льдины, озерные и морские, б) метаморфические льды - снежниковый, преобразованный в лед снежник или инфильтрация в него воды с последующей кристаллизацией. Различные типы льдов находят отражение в различных формах пучения и термокарстового рельефа.

Формы пучения, термокарст и термоабразия. Мерзлотные (криогенные) процессы связываются с литолого-морфогенетическими изменениями в промерзающих, протаивающих и мерзлых породах при колебании температуры и переходах ее через точку плавления льда. Эти процессы приводят к новообразованиям в толще горных пород и возникновению особых форм мезо- и микрорельефа. Криогенные процессы подразделяются на ове большие группы: конструктивные и деструктивные К первым относяься криогенным процессам относятся: а) пучение, б) наледеобразование;, в) морозная сортировка, г) криогенный крип, д)солифлюкция и др.,. Ко вторым – д)криогенное выветривание, е) морозобойное растрескивание, ж) термокарст, з) тнрмоабразия. Часто в формировании большинства мерзлотных (криогенных) форм рельефа участвуют не один из перечисленных процессов, а их совокупность. Рассмотрим некоторые из них.

Криогенным пучением называют поднятие поверхности почвы и породы, вызванное увеличением их объема при промерзании. Различают сезонное пучение, вызванное криогенными процессами, развивающимися в деятельном слое, и многолетнее, обусловленное процессами, происходящими в породах, залегающих глубже.

В результате многолетнего криогенного пучения возникают бугры пучения от метра до первых десятков метров высотой и сотни метров в поперечнике у основания, образовавшиеся вследствие выделения сегрегационного льда, а также за счет внедрения воды в грунтовые массы с последующем ее замерзанием. Такие формы рельефа называют булгуняхами или гидролоккалитами. Со временем, по мере их деградации, в верхней части бугров пучения после протаивания льдистого ядра возникают кратеры, западины и озера.

Повышенный интерес к процессу локального пучения в последние десятилетия вызвано активной хозяйственной деятельностью человека в тундре и, прежде всего, нефтегазоразведкой и сторительством коммуникационных систем: трубопроводов, шоссейных и железных дорог. Локальное пучение развивается в деятельном слое и приводит к образованию бугристого микрорельефа. Оно тоже связано с образованием в основном инъекционных льдов. Инъекционные бугры сезонны и представлены выпукловершинными микроформами до 1-2 м высотой и до 10-20 м длиной. Они изолированы со всех сторон понижениями, возникающими в процессе кристаллизации надмерзлотных вод, внедрившихся под напором в промерхающие породы между верхней и нижней ледяными слоями.

Механизм образования ледяных бугров сезонного пучения (гидролоккалиты) связан с гидростатическим давлением, возникающим в деятельном слое при неоднородном его промерзании с образованием замкнутых систем. В краевых частях болот и мелководных термокарстовых озёр соединение мерздоты в деятельном слое и мерзлотного основания происходит быстрей, чем в приглубых, где он мощней. Фронт сплошного промерзания систематически стягивается к центру депрессионной формы. Увеличивающемуся объёму воды при замерзании деваться некуда; возрастает гидростатическое давление, что и приводит к пучению. Гидпркакколиты имеют большие размеры, чем буогуняхи, и достигают 25-30 м с диаметром основания до 400м. В настоящее время они не растут и дегоадируют. Их активный рост связывают с малым ледниковым периодом.

Среди многолетних бугров (булгуняхи или пинго) пучения выделяют миграционные и инъекционные бугры пучения. Миграционныебугры пучения возникают при при восходящем развитии вечной мерзлоты в результате совместного протекания инъекционного, сегрегационного и миграционного процессов. В результате этих процессов образуются выпукловершинные гигантские бугры высотой 7-10 м; с диаметром у основания от 100 до 300 м, и сложены тонкодисперсными рыхлыми отложениями. Натбольшего развития эти формы достигают в зоне северной тайги, где деятельный горизонт гораздо больше, чем в более северных широтах.При смене мерзлотно-фациальных условий они могут прекратить рост и начать деградировать. Скорость роста бугров в среднем измеряется 80 мм в год. В экстремальных условиях эти величины могут достигать и 250 мм в год.

Особой формой криогенного процесса, влияющего на рельеф, является наледеобразование (режеляция). Причины наледеобразования кроются в специфическом гидрологическом режиме подземных вод, связанным как с открытыми тектоническим разломами территории, так и с особенностями промерзания днищ речных долин. Достигая мощности в несколько метров, наледи на продолжительное время изолируют крупные участки долин от развития и проявления других экзодинамических процессов (русловых, биогенных) (Рис.48). При неоднократном воздействии наледей на поверхность, образуются специфические расширенные многорукавные поймы. В зимнее время на них развиваются «наледные поляны» или «наледные поляны». Они практически лишены растительного покрова и сложены слабосвязанными грунтами. Ежегодное повторение наледеобразования ведет к дальнейшему расширению долины и росту наледной поляны.

С криогенным растрескиванием, т.е. расчленением трещинами массива мерзлых пород в результате морозногоусыхания, при понижении температуры связано образование системы трещин, как правило, имеющих полигональный облик. В пределах деятельного слоя интенсивному растрескиванию горных пород способствует частая смена фазовых переходов состояния воды через ноль градусов. В мерзлых пылевато-глинистых породах и торфяниках морозное растрескивание сопровождается проявлением сети жильных образований льда, составляющих объемную полигональную решетку в мерзлых отложениях. На дневной поверхности растущие жилы проявляются в виде полигональной сети иногда обвалованных трещин (полигонально-валиковый микрорельеф). Морозное растрескивание нередко определяет направление стока поверхностных вод по трещинам. В северных районах специфическое проявление эрозии обусловлено также наличием в осадочных породах подземного льда. В таких условиях формируется своеобразный останцово-полигональный микро- и мезорельеф (Рис.59).

Возникшие в слое сезонного промерзания и протаивания, вследствие криогенной сортировки обломочных пород, структурные группы обладают совокупностью характерных форм микрорельефа. Среди них наблюдаются: каменные кольца, округлые, ровные или слабовыпуклые участки, сложенные мелкоземом, окруженные невысоким бордюром из камней; каменные многоугольники, каменные кольца, каменные полосы, каменные поля или потоки (курумы). Наиболее типичные участки пятнистой тундры приурочены к относительно холодным, выступающим формам рельефа (вершины холмов, бровки террас и пр.).

Термокарстовый процесс четко проявляется в формировании отрицательных форм рельефа. Это протаивание многолетнемерзлотных пород, содержащих лёд, обязательно сопровождающееся деформацией пород с образованием провальных форм, полостей в них, возникновения просадок. Их размеры зависят от объёмов вытаивающего подземного льда, на местах расположения которого частично сохраняются полости. Они определяют посткриогенную или криогенно-остаточную текстуру пород. В результате термокарста образуются вогнутые формы рельефа, провалы, воронки, ложбины, впадины и трещины небольших и средних размеров. Эти формы наиболее часто характерны для горизонтальных пологонаклонных поверхностей террас междуречьев. «Западинность» рельефа северных областей Западной Сибири, а также низин Восточной Сибири, в значительной мере обусловлена термокарстом с образованием большого числа озер. Их площадь составляет от сотен квадратных метров до первых квадратных километров. Их специфические особенности составляют, прежде всего, угловатость и неопределенность очертаний впадин, а также наличие трещин и «пьяного» леса на берегах, небольшая глубина, островки дерна, торфяных блоков и почвенных слоев на дне озер, отсутствие типичной озерной флоры и фауны, малая мощность донных осадков, бурый цвет воды и пр. В районах с долгоживущим термокарстом озера имеют округлую и овальную формы и визуально напоминают лунную поверхность. Изредка при таянии подземного льда возникают и положительные формы рельефа – байджерахи (земляные дайки). Это вытянутые по длинной оси микро-холмы (длиной первые десятки метров, при ширине 1,0–1,5м). Они возникают после вытаивания ледяных жил и клиньев за счет терригенного материала, заполнявшего трещины в ледяных прослоях и наледях. На склонах террас они образуют специфические бедленды (Рис. 60).

На пологих склонах подножий холмогорий, где делювиально-солифлюкционные склоны, падающие навстречу друг другу, происходит динамическое сочетание аккмулятивных и термокарстовых образований. Причём, в области активного транзита и аккумуляции мелкозёма мерзлотный микрорельеф отсутствует. Но по мерее ослабления его потока начинают проявлять всё в большей степени мерзлотно-деградационные процессы. В конечных точках транзита, в низинах термокарстовый микрорельеф наиболее интенсивно проявляется (Рис. 59)

Явления, связанные с термоабразией, характерны исключительно для побережий морей, расположенных в высоких широтах. Здесь морские побережья сложены многолетнемерзлыми породами с включениями преимущественно полигонально-жильных, реже пластовых льдов. Жилы полигонального льда треугольного сечения с шириной 4-5м и реже 8м, располагаются в разрезе паралельно-перекрестными рядами, образуя полигоны размером от 10-12 на 15-16м. Пласты льда залегают, как правило, на уровне моря. Их мощность не превышает 20-30м. Протягиваясь вдоль берега на расстояние до нескольких сотен метром, они вдаются в глубь суши на первые десятки метров. Собственно процесс термоабразии обусловлен проявлением термомеханического воздействия морских вод на берег и береговой склон при волнении и вызывает их разрушение. При этом следует отметить, что помимо вышеперечисленных условий волновой режим имеет важное значение. В результате термоабразионные берега разрушаются со скоростью в среднем 5м в год, в отдельных случаях до 46м/год (по Симонову). В первую очередь, при этом, вытаивают ледяные жилы и пласты, а у подножья клифа формируется термоабразионная ниша (аналог ниши абразионной). Со временем происходит обрушение к подножью клифа заключенных в полигонах блоков мерзлых пород, нависающих над нишей. Некоторый промежуток времени эти блоки находятся на берегу, принимая на себя термомеханические воздействия волнений, они блокируют побережье. Затем процесс повторяется, на смену растаявшим льдам поступают новые – т.е. процесс термоабразии осуществляется последовательными микроциклами. Продолжительность их определяется льдистостью слагающих берег мерзлых пород, типом и размерами ледяных включений, температурой воды и режимом волнений и может достигать несколько лет. Существенное влияние на термоабразионный процесс могут оказывать ветровые нагоны, обуславливающие большую площадь контакта относительно теплых морских вод с мерзлым клифом.

В результате термического воздействия поверхностных водотоков на берега и дно, сложенные мерзлыми породами образуются термоэрозионные формы (ложбины, овраги, долины). В условиях многолетней мерзлоты такие формы, как рытвины и овраги, растут очень быстро. Часто эрозионные формы закладываются вдоль термокарстовых понижений по трещинам полигональных грунтов. Отличаются и реки в областях распространения многолетнемерзлых пород. В летний период они многоводны, благодаря чему обладают большой живой силой. Это способствует интенсивному размыву берегов, что обуславливает расширение долин. Это приводит к тому, что речные поймы перестают заливаться даже в высокие половодья и превращаются в невысокие надпойменные террасы. В пределах участков субширотного и широтного течения рек четко выражена асимметрия склонов долин, обусловленная экспозицией, т.е. склоновые процессы на склонах северной и южной экспозиции протекают с разной интенсивностью.

Таким образом, территории распространения многолетнемерзлых пород характеризуются большим разнообразием и специфичностью форм рельефа. Криогенез и связанный с ним комплекс форм рельефа были широко распространены в перигляциальных областях в эпохи оледенений. Реликты этих форм отмечаются в пределах умеренного пояса, и ныне они находят отражение в субстрате в виде псевдоморфоз по ледяным клиньям и микрорельефе, четко проявляются в особенностях естественного и культурного почвенно-растительного покрова, позволяет дешифрировать рисунок контуров древних полигонов на аэрофотоснимках.

 

23. Криогенная планация рельефа.

Под криогенной планацией рельефа понимается выработка новой выравненной поверхности на месте аккумулятивного рельефа равнин или цокольного рельефа в горах под воздействием криогенных процессов. Рассмотрению генезиса и динамики процесса выработки подлежат два таких комплекса: образования вторичных равнин термокарстовой планации, получивших название аласов и нагорных денудационно-солифлюкционных террас в водораздельных пространствах горных районов с арктическим или субарктическим климатом.

Алласовая термокарстовая планация. Термин «аласы» происходит от якутского понятия «алы» или «алас». Он означает озёрно-болотную низменную равнину с мерзлотно-полигональным микрорельефом, уровень которой совпадает с зеркалом грунтовых вод и привязан к базису эрозии речной сети. Впервые научное объяснения этому природному феномену было сделано Э.В.Толлем в конце XIX века, дополнено в 1915 году К.А.Волосовичем и изучено в 30-ых годах прошлого века Е.Ф. Скворцовой и М.М.Ермолаевым. В 50-е годы прошлого века проблема алласной планации была фундаментально изучена А.И.Поповым, В.И.Втюриным, Н.Н.Романовским и др.

Было установлено, что формирование алласов связано с процессом денудации более древней и поэтому более высокой поверхности низменных приморских равнин, называемых якутским народом таллы или талласами, путём вытаивания подземных льдов, играющих в геологическом строении этих равнин решающую роль. Большинство исследователей в настоящее время считают, что алласы Севера Якутии со стратотипом в Приморской низменности и Новосибирских островах являются котловинами денудационной, термокарстовой или денудационно-термокарстовой планации, Они образовались в результате вытаивания подземных льдов и сильно льдистых отложений под термокарстовыми водоёмами и в крутых стенках склонов разрастающихся алласных котловин зп счёт сокращения площадей таллас. Их расширение в сторону захвата таласов напоминает процесс развития педиментов аридных зон. Образовавшиеся таким способом вторичные выровненные поверхности вновь разбиваются полигональными системами, нл уже эпигенетических повторно-жильных льдов. Рыхлый материал разрушающихся первичных равнин частично расходуется на внутреннюю планацию, а большая его часть уносится малыми водотоками в основные реки в виде твёрдого стока.

Поскольку алласовые равнины привязаны к базису эрозии дренирующих первичные равнины рек или крупных озёр, их ширина распространения сильно варьирует от порядкового класса рек. Превышения первичных поверхностей талласов над алласами обычно составляет 10-30 м.

В распределении аласовых комплексов на поверхности аккумулятивных равнин наблюдаются следующие особенности:

· Алласовые комплексы имеют незначительное развитие на участках первичных равнин, тяготеющих к горам, так как термокарстовые просадки грунта здесь компенсируются делювиальным, пролювиальным и солифлюкционным движением поверхностных наносов (как на рис.59).

· В пределах алласовых равнин большинство алласовых поверхностей отделены от водных артерий невысокими валиками с развитыми на них солифлюкционными процессами. Это обстоятельство способствует образованию ящикообразных долин, практически лишённых пойм (Рис.61).

Относительно происхождения алласовых равнин имеются две взаимопротивоположные точки зрения. Одна, сформулированная Б.В.Втюриным, рассматривает алласы как «котловины термокарстового оседания», развивающиеся под воздействием вытаивания льдов. Вторая, - поддерживаемая Н.Н.Романовским, образования алласов рассматривает как эрозионно-термокарстовые явления. По-видимому, оба предложенных механизма формирования алласов могут быть приняты, так как они рассматривают процесс на разных организационных уровнях: Б.В.Втюрин на локальном, в то время как Н.Н.Романовский – на региональном.

Алласовый морфолитодинамический комплекс сформировался в голоценовый оптимум, который в Северо-Восточном сегменте Азии начался 10-12 тыс. лет тому назад. Этот процесс продолжается и в настоящее время.

Нагорные денудационные нивально-солифлюкционные террасы представляют собой выровненные, слабонаклонные локальные площадки, прислонённые к крутым склонам коренных пород горных вершин, у основания которых располагаются в летнее время снежники. Такие формы рельефа наблюдаются в нивально-тундровом поясе горных склонов.

К настоящему времени установлено, что главными процессами, обуславливающими образование нагорных террас, являются неравномерное разрушение коренных пород склона в процессе морозного выветривания и выноса продуктов разрушения, приводящие к возникновению уступа и площадки в коренных породах. Вопрос же механизма образования этих форм остаётся пока остро дискуссионным.

Нагорные террасы встречаются как на пластовых отдельностях плато, так и полностью выработанные в монолитных кристаллических породах. В геологической литературе, посвящённой современным геологическим (геоморфологическим) процессам, такие террасы получили неправильное на наш взгляд название «структурные террасы». Структурно-обусловленными могут в полной мере называться только нагорные террасы, развивающиеся на готовой структурной поверхности пластовых отдельностей. Террасы в монолитных породах аструктурны по своей сути и должны в противовес первым называться скульптурными. Но поскольку механизм их развития в обоих случаях един (лишь условия и скорости его реализации разные), то вряд ли следует их разделять по типу субстрата.

Феномен нагорных террас впервые был описан на Северном Урале Дюпарком в 1909 году. Однако, первые научные исследования и определения термина были сделаны в1913 году Я.А. Макеровым[8]. Близкой к современной трактовки этого явления дали С.В.Обручев в 1937 г и В.А.Варсанофьева в 1948. Но современной «морозно-солифлюкционной» трактовке механизма мы обязаны С.Г.Бочу и И.И.Краснову, сделанной в 1951 году.. Суть её заключается в следующем. Нагорные террасы, представляющие собой сочетание выровненной площадки и крутого уступа в 25-65°, образуются только в результате совместной деятельности солифлюкции и морозного выветривания в условиях неглубокого залегания вечной мерзлоты. Для развития террас не имеет значение генезис и литологический состав коренных пород, но необходима достаточная сопротивляемость пород выветриванию и наличия на склонах хотя бы нескольких площадок нивальных ниш. Здесь ежегодно накапливается снег, который долго тает и исчезает позднее, чем на других участках склона, где мощность его меньше. Это создаёт благоприятные условия для интенсивного морозного разрушения пород уступов и выноса мелкозёма талыми водами. Развитие склонового процесса происходит согласно модели развития педиментов, то есть крутой забой склона отступает параллельно самому себе (Рис. 62).

Но нагорные террасы могут образовываться и без первичных нивальных ниш. Достаточным оказываются для запуска процесса создания условия снегозадержания на пути снего-ветрового потока и образования повышенных его мощностей ниже бровок резких перегибов первичного рельефа. Обычно этими местами являются пересечение эрозионных склонов с поверхностями выровненных водоразднлов. На месте снежников постепенно образуется нивальная ниша, которая превращается в нивальную террасу и затем в нагорную террасу (Рис.63).

Для развития нагорных террас не имеет значение генезис и литология подстилающих пород, но необходима достаточная сопротивляемость пород выветриванию и наличие на склонах удобных мест для снегозадержания (Рис. 64). При ежегодном образовании снежников в одном и том же месте возникают условия для образования невальной ниши. В ней образуется обломочный материал. Этому способствует повышенное увлажнение пород и частые колебания температуры с переходом через 0°. При этом, с талыми водами выносится мелкозём, а мерзлота не даёт проникновению выветривания внлубь. Возникает площадка и первичный уступ или забой ниши. Линия перегиба называется линией забоя. Разрушение и отступание уступа приводит к увеличению ширины площадки ниши, которая по мере развития приводит к образованию площадки террасы.

Однако для образования террасы необходимо и вынос разрушенного мелкозёма с площадки террасы. Ведущим процессом сноса материала является солифлюкция. Последняя, согласно модели В.А.Обручева, приобретает на развитых террасах стадийно трансформируется (Рис.65).

Действие механизма образования нагорных террас. Для нагорных террас выделяют 4 стадии развития: а) стадия роста, б) стадия стабилизации, в) стадия разрушения или г) захоронения.

Стадия роста начинается с обнажения коренных пород склона и возникновения на них нивальной ниши. Основными диагностическими чертами морфологии террассы на этой стадии является: а) наличие обнажённого или покрытого крупнообломочным материалом крутого уступа в тыловой части; б) наличие в тыльной части ниши слабо выветрелого крупнообломочного материала; в) отсутствие здесь какой-либо растительности.

Стадия стабилизации наступает при наличии сформированной обширной террасы, когда мелкозём перестаёт выноситься из тыловой части террасы и накапливается здесь наряду с крупнообломочным и постепенно перекрывает коренной забойный склон.

Стадия разрушения носит следующие диагностические черты: а) когда нижняя терраса «съедает» верхнюю, и их уступы объединяются, б) большую высоту забойного склона и большую протяжённость выработанной площадки.

Стадия захоронения нагорной террасы начинается с момента перекрытия уступов забойных склонов крупным обломочным материалом. Если накопрление обломков у подножья неуклонно продолжается, то этот процесс приводит полное захоронение террасы под курумом. И только по морфологии поверхности курума можно судить о наличии под ним нагорной террасы.

Н рисунке 66 дана общая схема строения и развития нагорных денудационных невально-солифлюкционных террас.

 

24. Карстовые процессы и рельеф.

 

Понятие ”Карст”. Карстовые процессы и условия карстообразования. Существующие многочисленные определения карста отражают три подхода к этому сложному природномуфеномену. Географы и геоморфологи рассматривают карст как многогранное и полигенетическое явление природы. Его необходимо рассматривать ещё как единство или совокупность процесса и явления. “Карст” следует понимать как формирование карстового ландшафта в результате растворения, иногда механического разрушения водой известняков, доломитов, гипсов, солей и других растворимых горных пород. Карстовый процессэто сложныйгеодинамический процесс, оказывающий влияние на все элементы ландшафта. Его можно рассматривать, как геохимичекий и биохимический процесс миграции химических элементов в системе природа - вода, как геологический процесс выщелачивания горной породы; как явление изменения ее состава, структуры, текстуры, образования новых осадков, минералов, пород и полезных ископаемых; как гидрогеологический процесс формирования коллекторов и химического состава подземных вод; как геоморфологический процесс образования поверхностных и подземных форм рельефа; как физико-географический процесс формирования особого типа ландшафта; как инженерно-геологический процесс, приводящий к изменению прочностных свойств пород, возрастанию агрессивности подземных вод по отношению к основаниям и сооружениям. Таким образом, карстообразование представляет собой естественно-исторический процесс, возникающий и развивающийся в результате взаимодействия комплекса геологических, географических и физико-химических факторов в горных породах, сравнительно легко растворимых в условиях водной среды.

Карстующиеся горные породы. Интенсивнсму карстованию подвержены карбонаты (известняки, доломиты, мел), сульфаты (гипсы, ангидриты), галоиды (соли). В соответствии с этим, выделяются три главных типа карста: карбонатный, гипсовый и соляной. Наиболее распространен карбонатный, менее - гипсовый и соляной, т.к. каменная соль и гипс не отличаются таким широким распространением, как карбонаты, и более растворимы. Кроме того, они обладают текучестью.

На поверхности земли на долю карбонатных пород приходится 40, сульфатных - 7 и галоидных- 4 млн. км². Однако, для карста недостаточно лишь наличия растворимых пород. Необходимыми условиями карстообразования являются перемещение воды насыщенной СО₂. Углекислота обуславливает химическую агрессивность воды и ее растворяющее воздействие на карбонатные породы. Помимо углекислоты аналогичным воздействием на известняки обладают и другие кислоты, в том числе органические. Поступление этих важных “растворяющих” водных компонент осуществляется в основном из атмосферы, из земных недр в областях современного вулканизма, в результате разложения вулканических веществ и др. Еще одним важнейшим фактором карстообразования является интенсивная трещиноватость, обусловленная планетарными или тектоническими движениями земной коры. При прочих равных условиях растворение известняков происходит тем быстрее, чем они чище. Наличие большого количества глинистых частиц в карстующейся породе приводит к затуханию процесса карстообразования на самых ранних стадиях. Это связано с тем, что накапливающийся при растворении глинистый материал карбонатных пород тампонирует трещины и делает породы практически водонепроницаемыми. Среди других условий, способствующих карстообразованию, отмечаются следующие: а) рельеф, играющий важную роль в развитии