<<
>>

Влияние криогенных процессов на болотообразование


Западно-Сибирская плита — один из крупнейших геокрио- генных регионов Евразии. Начало формирования многолетнемёрзлых пород в пределах Западно-Сибирского региона относится к самому концу плиоценового — началу четвертичного времени.
К этому времени основные геолого-структурные элементы Западно-Сибирской плиты были уже сформированы.
В истории формирования геокриогенных условий Западно- Сибирской плиты выделяют четыре крупных этапа. В основу их выделения положены значительные палеоклиматические и палеогеографические изменения, которые приводили к формированию мёрзлых толщ различного строения и мощности на огромных площадях или к протаиванию мёрзлых пород на значительных территориях (Баулин, Белопухова, Дубиков и др., 1967).
Первый этап, охватывающий период от конца верхнего плиоцена до начала позднего плейстоцена — это этап появления и прогрессивно-регрессивного развития многолетнемёрзлых толщ. Их активное образование шло в холодные ледниковые эпохи, а деградация — в тёплые межледниковые. В этот этап благоприятные условия для прогрессивного развития многолетней мерзлоты были лишь на крайнем севере региона, на морском побережье и островах. Эпикриогенные породы сохранились в этих районах до настоящего времени. Протаивание их не происходило в более поздние тёплые эпохи плейстоцена и голоцена.
Второй этап, от начала зырянской ледниковой эпохи до среднего голоцена — это дальнейшее прогрессивно-регрессивное развитие вечной мерзлоты на большей части территории региона, прогрессивное развитие её на севере; в холодные эпохи многолетнемёрзлые породы активно формировались на юге до линии То- больск-Енисейск (в зырянскую эпоху) и даже южнее (в сарматское время).
Третий этапу соответствующий времени климатического оп

тимума голоцена, характеризуется регрессивным развитием толщ многолетнемёрзлых пород на большей части региона, стабильным или прогрессивным на Крайнем Севере. К концу оптимума многолетнемёрзлые породы протаяли южнее линии 60° с. ш. на западе и 58° с. ш.— на востоке.
Четвёртый этап, от конца климатического оптимума до наших дней — это этап прогрессивного развития многолетнемёрзлых толщ Западно-Сибирской плиты в связи с похолоданием в позднем голоцене. Это привело к формированию «своеобразного логического феномена» (Трофимов, 19806) — двухслойных по разрезу многолетнемёрзлых пород:              верхний слой
позднеголоценовый, нижний — реликтовый, преимущественно плейстоценовый. Последние два этапа в развитии многолетнемёрзлых пород представляют особое значение с точки зрения географии мерзлотных процессов, болотообразования и торфона- копления на территории Западной Сибири.
Климатический оптимум голоцена охватил его первую половину (Васильчук, 1982). Температура вегетационного периода в то время была на 4° выше современной. Быстрое и значительное потепление климата привело к трансформации природных зон. Так, граница леса продвинулась на север на расстояние до 600 км. Обширные пространства криолитозоны испытывали радикальную перестройку.
Произошло глубокое протаивание многолетнемёрзлых толщ с поверхности. В то время зона развития талых с поверхности пород занимала большую часть территории. Зона прерывистого по площади и прерывистого по вертикали распространения вечной мерзлоты занимала по сравнению с современным её положением значительно меньшую территорию. Южная граница сплошной по площади мерзлоты размещалась несколько севернее её современной границы. Свидетельством протаивания многолетней мерзлоты в центральных и южных районах региона являются псевдоморфозы по повторно-жильным льдам, широко развитым к югу от Северного полярного круга, а также образование крупных бугров пучения на этих широтах.
Глубина оттаявших пород близ Северного полярного круга не превышала 30—55 м. Южнее (между 64° и 66° с. ш.) протаивание было глубоким и обширным по площади. Однако мощные торфяники оставались в мёрзлом состоянии и лишь в маломощных торфяных отложениях протаивание шло на глубину 40—50 м.
Южнее 64° с. ш. располагалась зона наиболее деградированной мерзлоты (Геокриология СССР. Западная Сибирь, 1989).
По данным В. В. Баулина, А. Л. Чеховского, С. Е. Суходольского (1981) мощность оттаявшего слоя мерзлоты в супесчаносуглинистых отложениях с влажностью 10—15% могла достигнуть 90—120 м в течение 4 и 5-го тысячелетий.
В торфяниках в период оптимума шло формирование сингенетических повторно-жильных льдов на широтах 66°—67°, а также на юге Ямальского и Гыданского полуостровов.
Повышенная активность повторно-жильного льдообразования характерна была и для минеральных грунтов. Увеличение глубин сезонного протаивания, которое привело к появлению термокарстовых котловин на поверхности торфяников, способствовало формированию инфильтрационно-сегрегационного льда в их толще. Усиление суровости зимнего периода (около 8 тысяч лет назад) привело к зарождению повторно-жильных льдов, которые развивались при непрерывном торфонакоплении до конца оптимального этапа.
Таким образом, в заполярных районах Западно-Сибирской плиты в голоценовый оптимум, несмотря на благоприятные условия вегетации (широкое расселение древесной растительности), криогенные процессы развивались активно вследствие суровости зимнего периода года.
В послеоптимальное время произошло похолодание климата, что способствовало развитию многолетнемёрзлых пород как по площади, так и в глубину. Расширение площади распространения вечной мерзлоты шло за счёт повторного эпигенетического промерзания ранее протаявших пород в южной половине современной криолитозоны.
Похолодание привело к отступлению на юг лесной растительности, сменяемой тундровыми сообществами. К северу от границы протаивания мёрзлых пород начали эпигенетически промерзать отложения на днищах термокарстовых котловин — «ха- сыреев», окружённых мерзлыми породами. При промерзании хасыреев формировались многолетние бугры пучения, возобновился рост повторно-жильных льдов.
Южнее границы протаивания в период голоценового похолодания в первую очередь начали промерзать обширные торфяники, позднее — минеральные грунты суглинистого, затем и песчаного состава.
Вновь сформировавшаяся мёрзлая толща сомкнулась с не протаявшими во время климатического оптимума мёрзлыми толщами. В более южных широтах развития вечной мерзлоты смыкания не произошло, так как позднеголоценовые мёрзлые толщи не достигли глубоко залегающей кровли верхнеплейстоценовых мёрзлых пород. Таким образом, здесь сформировалась двухслойная толща многолетнемёрзлых образований. Южная граница сплошных по вертикали и по площади мёрзлых толщ установилась по 66° с. ш. К югу от этой широты существовала зона двухслойной мёрзлой толщи. На севере от неё, где шло интенсивное промерзание, наблюдались участки со сплошной мёрзлой толщей в пределах торфяников, а на юге верхний слой мерзлоты на песках часто отсутствовал. Здесь формировались бугры пучения за счёт миграции влаги к фронту промерзания. На севере зоны мёрзлые породы подвергались морозобойному растрескиванию, формировались жилы льда.
С потеплением климата (конец первого тысячелетия н. э.— вопрос о длительности этого периода остаётся спорным) повсеместно развивались термокарстовые процессы. К югу от Северного полярного круга в торфяниках вытаивали жильные льды, что привело к формированию плоско- и крупнобугристых торфяников, западинно-бугристого рельефа, разрушению многолетних бугров пучения.
В это же время происходило частичное вытаивание жильных льдов на плоских торфяниках на юге Ямала, Тазовского и Гы- данского полуостровов.
Последующее формирование повторно-жильных льдов, приостановка развития термокарста в пределах молодого западинно- бугристого рельефа и на бугристых торфяниках, сокращение числа таликов было обусловлено наступившим похолоданием на протяжении второго тысячелетия нашей эры и до XVIII века. Граница распространения многолетнемёрзлых пород сместилась к югу и заняла положение, близкое к современному. Затем, с конца XVIII века, происходило смягчение климатических условий, что повлекло за собой погружение кровли мерзльрс пород на севере зоны двухслойного строения мёрзлых пород до глубины 10—20 м, возобновление термокарста в пределах бугристых и плоских торфяников и усиление его на поймах рек. Возрастает глубина несквозных таликов под полосами стока и межблочными понижениями. В южной половине криолитозоны постепенно деградирует микрорельеф пятен-медальонов и начинает формироваться бугристый микрорельеф. Смягчение климата почти не коснулось Ямало-Гыданской части Западной Сибири, криогенная обстановка сохраняется прежней.
На фоне общих деградационных процессов мерзлоты Западной Сибири отмечаются кратковременные интервалы прогрессирующего развития мёрзлых толщ. Так, даже на юге области вечной мерзлоты на высоких поймах по мере нарастания на их поверхности мохового покрова, на болотах в ходе накопления торфа, в густых замшелых темнохвойных лесах (бассейны рек Пелыма, Салыма, Большого Балыка, Югана) происходит формирование мёрзлых пород. Они отличаются высокой льдистостью, мощность их здесь не превышает 10 м.
Формирование мерзлоты и нарастание её мощности под темнохвойными лесами приводит к ухудшению условий жизни ели, пихты и сибирской сосны и выпадению их из древостоя. Это в свою очередь приводит к более глубокому зимнему промерзанию и понижению температуры почв и грунтов, дальнейшей аграда- ции (развитию) мерзлоты в глубину. В летнее же время обезлесенные участки быстрее протаивают, создаются условия переувлажнения, вследствие чего на месте темнохвойного леса развиваются заболоченные леса и далее моховые болота. Развитие на этих участках торфяной почвы и в дальнейшем торфяника способствует термоизоляции мёрзлых грунтов, их сохранению и дальнейшему развитию.
Основная особенность геокриологических условий в пределах Западной Сибири определяется четко выраженной широтной зональностью. На севере Западной Сибири выделяется несколько геокриологических зон и подзон, в пределах которых происходит закономерная смена основных характеристик мёрзлой толщи. Границы этих зон и подзон приблизительно совпадают с границами природных зон и подзон. В пределах тундры развиты исключительно сезоннопротаивающие многолетнемёрзлые породы с температурой в подзоне типичных тундр -2° — -5°, в подзоне южной тундры -5° — -Iе. Глубина протаивания изменяется от 0,3—0,5 м в торфе до 1,0—1,5 м в супесчано-суглинистых отложениях (Геокриология СССР. Западная Сибирь, 1989).
В лесотундре, наряду с сезоннопротаивающими, есть и сезон- нопромерзающие или глубоко залегающие многолетнемёрзлые породы. Они занимают незначительные площади на прибро- вочных участках речных террас. Средняя температура этих пород -5° — -10°. Протаивание на заторфованных участках и торфяниках составляет 0,4—0,6 м, на песках — до 2—2,5 м.
В подзоне северной тайги более половины территории составляют сезоннопромерзающие породы с температурой от -3° до +2°. Их индикаторами являются незалесенные плоские заторфован- ные участки и торфяники на высоких уровнях и речных террасах, а также бугры и гряды, откуда сдувается снежный покров.
На юге северной тайги вечная мерзлота имеет островное распространение. Её индикаторами являются залесенные замшелые заболоченные слабодренированные участки речных долин и водоразделов. Глубина протаивания на севере подзоны 2,5—3 м на суглинистых породах, 0,5—0,6 м на торфах. Мощность сезонномёрзлого слоя на талых участках 3—3,5 м. Таким образом, зональность в распределении глубин сезонного промерзания и протаивания характерна для минеральных грунтов. Торфяные участки в этом смысле азональны.
Изучение современного состояния криолитозоны и распространения вечномерзлых грунтов позволило выделить в пределах континентальной части региона три мерзлотные зоны (рис. 1) (Груздов, Трофимов, 1980).
Каждая зона характеризуется широким спектром криогенных геологических процессов и явлений, которые влияют на весь комплекс природных условий, в том числе, на характер современного болотообразования и динамику торфяной залежи. Наиболее интенсивно они протекают в верхних слоях пород до глубины 10—20 м.
Первая (северная) зона — в типологическом плане это зона преимущественно сплошного (монолитного) по разрезу строения толщ многолетнемёрзлых пород, мощность которых, как правило, от 300 м до 450 м и более.
Вторая (центральная) — это зона прерывистого, двухслойного строения толщ вечной мерзлоты. Мощность мёрзлых пород, залегающих с поверхности, очень различна в разных районах зоны: от 10—50 м (Северо-Сосьвинский) до 300—450 м (Пур- Таз — Енисейский и Игаркинский).
В первой и второй типологических зонах наиболее распространены полигональные торфяные массивы, составляющие примерно около 13% площади Западно-Сибирской плиты. Площадь, занятая полигональными торфяниками севернее 68° с. ш., не
alt="" />
Рис. 1. Мерзлотные зоны Западно-Сибирской плиты (Груздов, Трофимов, 1980)


Зоны: 1 — практически сплошного распространения многолетнемерзлых пород; 2 — прерывистого по площади распространения многолетнемерзлых пород; 3 — распространения сезонномерзлых пород. Подзоны: а — развития многолетнемерзлых пород с островами талых (сезонномерзлых) пород; б — совместного широкого развития многолетне- и сезонномерзлых пород. Границы: 4 — мерзлотных зон; 5 — Западно- Сибирской плиты
превышает 2,5—3,0%, размеры их невелики и достигают 100— 150 га. Распространение их неравномерное, но наблюдается закономерное увеличение их площадей и частоты встречаемости при движении на юг, к центральной зоне (Пьявченко, 1955; Кашпе- рюк, Трофимов, 1988).
Равнинный характер местности, положительный баланс влаги, сплошное с поверхности залегание вечной мерзлоты обусловливают достаточно большую заболоченность территории. Полигональные торфяники отмечаются на всех геоморфологических уровнях. Наибольшее развитие они имеют на заболоченных плоских участках лайд, высоких пойм, первых и вторых морских, лагунно-морских, а на юге полуостровов и аллювиальных террас. На более высоких уровнях торфяные массивы встречаются реже и занимают приозёрные котловины и хасыреи.
Выделяют три вида полигональных торфяных массивов: ва- ликово-полигональные, плоско-полигональные, бугристо-полигональные (Кашперюк, 1985). Генезис первых двух видов обусловлен сингенетическим характером промерзания. В отношении генезиса бугристо-полигональных торфяников вопрос до конца не решён. Хотя есть данные как за эпигенетическое промерзание торфяной толщи, так и за сингенетическое (табл. 1).
Третья (южная) зона — зона глубоко залегающих реликтовых толщ многолетнемёрзлых пород. Мощность мёрзлых толщ различна: на западных (по широте) участках она колеблется в пределах от 100 м до 200 м, на восточных — от 100 м до 200 м и более.
В этой зоне представлены бугристые торфяные массивы. Наиболее северные участки торфяников с бугристой поверхностью начинают встречаться на широте между 66° и 67° с. ш. Отдельные бугры пучения описаны в устье Хаяги (Кашперюк, Трофимов, 1988), в районе г. Игарки В. И. Орловым (1963), А. П. Тыртиковым (1966), Н. С. Шевелёвой и Л. С. Хомичевской (1967). К югу от 66° данный тип торфяной толщи становится господствующим вплоть до самых южных границ островного распространения вечной мерзлоты, где она представлена небольшими буграми пучения на обширных кочковатых или грядово-мочажкнных торфяниках.
Бугристые торфяные массивы отличаются от полигональных крупными торфяными буграми высотой от 0,5—1,0 до 11—12 м округлой или овальной формы. Они включают в себя три морфологических вида: выпуклобугристый, пологобугристый и плос-

Таблица 1

Морфогенетическая классификация многолетнемерзлых торфяных массивов севера
Западно-Сибирской плиты (Кашперюк, 1985)

кий. Между ними нет зональных границ. Закономерности их распространения обусловлены в основном составом подстилающих торфяники пород. Различные формы морозного пучения (бугры, гряды) являются индикаторами либо неглубоко залегающих подземных вод, либо разрывных тектонических нарушений и всегда сильно льдистых многолетнемёрзлых грунтов, слагающих бугры и гряды с ледяным ядром.
Для равнинных природно-территориальных комплексов Западной Сибири, сложенных мёрзлыми породами, промерзающими или оттаивающими как минеральными грунтами, так и торфяниками, характерны криогенные геологические процессы и явления; ведущими из них являются термокарст, солифлюкция, криогенное пучение, криогенное растрескивание и рост полигонально-жильных льдов, ледообразование и некоторые другие. Эти процессы в большей или меньшей степени обусловливают в определённых ситуациях современное заболачивание и болотооб- разование территории и ведут к реконструкции поверхности и почвенно-растительного покрова.
Криогенные геологические процессы на территории криоли- тозоны Западной Сибири развиваются в определённых сочетаниях друг с другом, что зависит от условий конкретного природнотерриториального комплекса — геосистемы. Поэтому границы распространения отдельных геокриологических процессов или их сочетаний совпадают с границами природно-территориальных комплексов.
На севере Западной Сибири одним из основных криогенных процессов, выражающихся в образовании провальных форм рельефа при вытаивании внутригрунтового (сегрегационного и залежеобразующего) льда под влиянием изменения условий теплообмена, является термокарст. Колебания условий теплообмена на поверхности связаны с образованием отрицательных форм рельефа с повышенным снегозадержанием, сменой растительных ассоциаций, пучением, накоплением торфа на окружающей территории и т. п. Термокарстовые формы представлены различными морфологйческими видами, отличающимися своими размерами. Например, термокарстовые озёра имеют размеры от нескольких метров до сотен и тысяч в поперечнике, а глубина их — от 1 до 15 м; хасыреи — дренированные озёрные котловины, днища которых плоские, заболоченные, иногда с открытыми зеркалами воды и новообразованиями многолетнемёрзлых пород.
Плоскозападинные образования — термокарстовые формы диаметром от 3 до 70 м, глубиной от 0,2 до 1 м, с плоским, сухим или заболоченным днищем. Скрытополигональные образования — это обширные плоскодонные заболоченные понижения шириной от 30 до 100 м и более, глубиной до 1 м, представляют собой заключительную стадию плоскополигонального рельефа. Полигонально-западинные образования — это обводнённые или сухие западины и воронки на месте сочленения повторно-жильных льдов, имеют ширину 1—10 м и глубину до 3 м. Полигонально-сетчатые образования представляют собой систему заболоченных, чётко выраженных понижений глубиной от 0,6 до 2 м, шириной 1—3 м и полигонов, в плане образующих сеть. Полигонально-ложбинные образования — обычно это ложбины, тянущиеся на сотни метров по периферии торфяника, шириной от 10 до 100 м, глубиной не более 1,5 м. Днища их сильно заболочены (Гречищев, 1989).
Как видим, термокарстовые процессы, как правило, ведут к развитию заболачивания территории. Преобладание тех или иных форм термокарста и тенденции их развития определяются зональными теплофизическими факторами — инсоляцией, распределением снежного покрова. На северных побережьях полуостровов Ямал и Гыданского расположены преимущественно позднеголоценовые термокарстовые образования в минеральных грунтах по пластовым льдам. Распространённые здесь озёра и ха- сыреи — это позднеголоценовые образования, сформировавшиеся во время потеплений климата. Развитие современного термокарста практически невозможно из-за суровых климатических и геокриологических условий. В связи с этим и процессы болотооб- разования незначительны. В средней и южной частях полуостровов представлен наряду с позднеголоценовым и современный термокарст. Предпосылки для современного термокарста более благоприятны, чем в северных районах, однако развит он ограниченно и представлен в основном термоабразионным разрушением берегов озёрных котловин, что ведёт к заболачиванию приозёрных участков. Позднеголоценовые образования очень разнообразны: озёра, хасыреи, плоскозападинные, полигонально-овражные, провально-котловинные и полигонально-ложбинные формы. Все они осложняют картину структуры поверхности и процессов заболачивания.
Наиболее активное развитие современного термокарста характерно для территории южнее широты устьев Оби и Таза до отрезка широтного простирания Оби. Южнее широтного течения Оби развит средне- и позднеголоценовый термокарст преимущественно в торфяниках. Просадочные формы рельефа здесь представлены реликтовыми образованиями — озёрными котловинами и обширными заболоченными депрессиями. Наличие крупных озёр обусловлено сильной льдонасыщенностью горизонтов верхнеплейстоценовых мёрзлых толщ, которые вероятно содержали значительное количество повторножильных льдов, а вытаивание льдов, содержащихся в песках, широко распространённых здесь, не могло привести к такой обширной по площади и глубине просадке грунтов.
На зональные особенности термокарстовых образований накладываются также и региональные факторы — геоморфологические условия и неотектоника. Так, на различных геоморфологических уровнях развитие термокарста и распространение различных его форм связаны с возрастом, историей развития, геологическим строением и дренированностью элементов рельефа. Морфологическое разнообразие и возраст термокарста увеличиваются от низких геоморфологических уровней к высоким и достигают максимума на слабодренированных озёрно-аллювиальных равнинах третьих террас. Однако на более высоких уровнях (IV и V террасы) вследствие их большей расчленённости и дренированности развитие термокарста уменьшается, также как и при приближении к долинам крупных водотоков.
Солифлюкция — оплывание оттаивающих пород на склонах — особенно развита на севере Западной Сибири (п-ова Ямал и Гыдан) на склонах крутизной от 5° до 20° при глубине протаи- вания 0,4—10 м. Солифлюкция происходит в супесчано-суглинистых грунтах. По скорости протекания процесса выделяют быструю и медленную солифлюкции, которые определяют образуемые ими формы микрорельефа. Важнейшими факторами развития этого процесса являются уклон склона, характер промерзания и протаивания почво-грунтов, избыточное переувлажнение верхнего слоя пород, характер растительности.
Медленные солифлюкционные процессы приурочены к подзоне средней и южной тундры. Оползание грунта на склонах образует характерные формы микрорельефа — террасы, потоки, валы, гряды, языки. Размеры таких образований в ширину от нескольких до сотен метров, а высота уступов — от 1 до 2 м.
Проявление медленных солифлюкционных процессов уменьшается к югу в лесотундре и северной тайге; это связано с большей сомкнутостью растительного покрова, со значительно большим протаиванием пород сезонноталого слоя (до 1,5—2,5 м) на минеральных грунтах и с более равномерным распределением влаги. Тем не менее здесь солифлюкция встречается часто, т. к. повсеместно развиты маломощные покровные супесчано-суглинистые отложения, обладающие тиксотропными свойствами (тягучестью) во влажном состоянии. Редки явления медленной солиф- люкции в северной и особенно в средней тайге Западной Сибири.
Быстрая солифлюкция наблюдается на склонах в 15°—20°, сложенных сильнольдистыми супесчано-суглинистыми породами. Она особенно развита в северной тундре (северная половина Ямала и Гыдана). Основные формирования быстрой солифлюк- ции — это натёки в форме языков в нижних частях склонов и оползни — оплывины на склонах морских равнин, сложенных глинистыми породами при условии протаивания до 0,8—1,0 м. Такие оползни могут достигать 150—200 м в длину и 50—100 м в ширину.
Поскольку солифлюкционные формы сильно водонасыщены, то разложение скопившегося сползшего почвенно-растительного материала идёт медленно, т. е. развивается процесс заболачивания и торфонакопления. Так образуются, например, подсклоновые и даже висячие болота на склонах, если масса оплывшего материала задерживается выступом склона и деревьями.
Криогенное пучение пород развито при сезонном и многолетнем их промерзании. Сезонное криогенное пучение широко развито на всех геоморфологических уровнях и породах различного механического состава (глины, суглинки, супеси, тонкозернистые пески) на всех участках криолитозоны. Формы, образуемые сезонным пучением — это пятна-медальоны, мелкобугристый рельеф и сезонные бугры пучения (Васильчук, 1983).
Пятна-медальоны представляют собой овальные пятна минерального грунта без растительности от нескольких дециметров до 1—1,5 м, обрамленные грубообломочным материалом; развиваются они на относительно дренированных участках. Мелкобугристый рельеф формируется на плоских участках террас и междуречий — как безлесных, так и залесенных (угнетённые лиственничные леса). Сезонные бугры пучения встречаются на эвтрофных болотах, в поймах и хасыреях и имеют высоту до 1 м.
Процессы сезонного пучения наиболее широко представлены в пределах высокого уровня и особенно в арктических тундрах, где образуют особый тип пятнистой тундры. На низких уровнях и особенно в поймах, сложенных песками, криогенное пучение развито локально.
Многолетнее криогенное пучение формирует сегрегационные торфяно-минеральные и минеральные бугры, площади и гряды пучения, выпукло-бугристые и крупнобугристые торфяники, а также инъекционные бугры-гидролакколиты.
Сегрегационные бугры пучения образуются вследствие миграции влаги и образования линз и прослоек льда. Они сложены сильнольдистыми минеральными и торфяными отложениями и достигают от 2 до 10 м высоты, размеры их по площади от 15 до 100 м, на хасыреях высота бугров увеличивается по мере их промерзания и не превышает 3—4 м. Бугры часто образуют гряды и площади пучения. Большинство из них реликтового происхождения, и в настоящее время они не растут. Иногда отмечается их разрушение. Но на эвтрофных болотах, в поймах рек и хасыреях происходит формирование и рост минеральных и торфяных бугров и площадей пучения. Следствием площадного пучения грунтов является образование выпукло-бугристых и крупнобугристых торфяникову в пределах которых размеры отдельных бугров достигают 30—35 м в поперечнике и высоты 1,5—2 м, максимально до 3,5 м. Выпукло-бугристые торфяники образуются в настоящее время из грядово-мочажинных болот. Они распространены только в северной тайге, образуя незначительные площади в долинах малых рек и в пределах заболоченных тыловых частей пойм крупных рек. Крупнобугристые торфяники здесь представлены широко. В южной лесотундре крупнобугристые торфяники встречаются на днищах хасыреев, на IV и III озёрно-аллювиальных равнинах (Евсеев, 1976).
В отличие от сегрегационных бугров пучения гидролакколиты растут за счёт внедрения напорных вод. На хасыреях они достигают размеров до 150—200 м в поперечнике и 15 м высоты. Ледяное ядро залегает на глубине от 0,8 до 4 м от поверхности и имеет толщину от 3 до 10 м и более.
Наиболее крупные гидролакколиты (до 25—30 м выс.) образуются в местах разгрузки напорных подземных вод и приурочены к положительным тектоническим структурам, где выходят на поверхность породы палеогена. Наиболее известный для Западной Сибири гидролакколит — это сопка Парны-Седа, расположенная в тыловой части второй террасы реки Пур.
Криогенное растрескивание характерно для арктических (в песчаных грунтах) и типичных (в песках и торфах) тундр. Образование и рост трещин обусловлены понижением температуры в зимнее время ниже 0°С в мёрзлых грунтах. Сеть трещин образует полигоны — в плане прямоугольные блоки. Их формирование сопровождается развитием полигонально-жильных структур. В торфах глубина трещин может достигать нескольких метров, при ширине в несколько сантиметров. В летнее время трещины заполняются водой, при замерзании их образуются жильные льды клиновидного сечения. Размеры полигонов — от нескольких метров до нескольких десятков метров. В зоне лесотундры отмечено явление активной деградации повторно-жильных льдов (Геокриологический прогноз..., 1983).
Наледеобразование проявляется в пределах Западной Сибири слабо, характерно в основном для речных долин лесотундры в местах слияния ручьёв или на участках впадения в ручьи оврагов с временным водотоком, или в верховьях рек, вытекающих из озёр. Под руслами этих рек и ручьёв прослеживаются талики. Днища рек плоские, широкие, борта долин крутые, слабозадер- нованнные. Несмотря на то, что наледи в летнее время являются дополнительными источниками влаги для окружающей территории речной поймы, тем не менее заболачивание не происходит вследствие хорошего дренажа.
Для криолитозоны Западной Сибири одним из самых активных современных процессов является заболачивание. Этому способствует равнинность территории, суровость климата, низкая испаряемость, отрицательные неотектонические движения, широкое распространение (супесчано-) суглинистых пород. Наименьшая заболоченность характерна для северной части тундры, здесь площадное заболачивание протекает на молодых засоленных болотах лайд и травяно-кустарничково-сфагновых болотах; локально — на плоских и вогнутых полигонах полигональных болот и в трещинах плоскобугристых торфяников. В лесотундре заболачивание возрастает и занимает до 30—40% и более водораздельных площадей. Характерны урочища «лапта» — сложные сочетания полигональных болот, плоскобугристых торфяников и в меньшей степени влажных моховых тундр. Интенсивное заболачивание идет по термокарстовым нарушениям полигональных плоскобугристых торфяников (Березина, Лисе, Самсонов, 1983).
Южнее лесотундры, в северной части северной тайги, где многолетнемёрзлые породы имеют прерывистое распространение и большую часть водоразделов занимают бугристые торфяники, распространены массивы аапа и олиготрофных болот, которые впервые появляются у южных границ этой зоны. Активное заболачивание протекает на разрушенных термокарстом эвтрофных болотах и в мочажинах между буграми выпукло-бугристых торфяников.
Своего максимума заболачивание достигает в зонах островного и локального распространения вечной мерзлоты (южная половина северной тайги и средняя тайга). Олиготрофные болота покрывают плащом водоразделы, оставляя только узкие дренированные приречные полосы. В районах активных нео- тектонических опусканий болота агрессивно наступают на незаболоченные пространства (низовья Конды, Пим-Аганское междуречье).
Таким образом, в области криолитозоны Западной Сибири одной из важных причин современного заболачивания являются мерзлотные процессы, особенно термокарст, в то время как за пределами её (средняя и южная тайга) главными являются геолого-литологические и гидрогеологические факторы в сочетании с климатом.
Мерзлотные процессы отличаются неустойчивым динамическим равновесием, и при нарушении целостности растительного покрова и почво-грунтов разнонаправленные мерзлотные процессы усиливаются. Хорошими термоизоляционными свойствами обладает покров из различных видов сфагновых мхов, а также толщи сфагнового торфа. Поэтому торфяники отличаются наибольшей стабильностью температурного режима: при глубоком промерзании характеризуются минимальным оттаиванием в течение вегетационного сезона (всего на 20—30 см) и минимальными температурными амплитудами в течение года. В современных развивающихся торфяниках по мере нарастания слоя торфа граница вечной мерзлоты поднимается, а глубина протаивания остается прежней. Температурный режим грунтов зависит и от характера растительного покрова. Отмечено разновременное промерзание почвы под разными растительными сообществами, а промерзание почв в островах леса и в зарослях кустарников значительно слабее, чем на оголённых участках и площадях, занятых мохово-лишайниковой и травяной растительностью. На облесенных участках и под кустарниками значительно слабее и протаивание (в 1,5 раза, т. е. примерно на 20 см) (Тыртиков, 1979).
Скорость развития криогенных геологических процессов значительно возрастает под влиянием антропогенного воздействия. Так, при постоянном воздействии на природу, особенно площадного и линейно-площадного типа, происходит реконструкция поверхности территории — уничтожение почвенно-растительного покрова, перевертывание слоев грунта, сглаживание микрорельефа или, наоборот, образование валов и т. п. Всё это ведёт к ускорению аградации вечной мерзлоты в суровых условиях тундры и лесотундры. В северной и отчасти средней тайге при более продолжительном лете изменяется тепловое состояние пород на большую глубину, идёт глубокое протаивание и, как следствие, ускоряется болотообразование. В средней тайге, в этом случае, возможно полное оттаивание мёрзлой толщи. Это зависит также от площади техногенного нарушения устанавливающихся положительных температур на поверхности грунта. Если ширина нарушенного участка превышает мощность мёрзлой толщи при температуре поверхности грунта +2°С, а окружающий массив мёрзлых пород имеет температуру не ниже -ГС, то развивается сквозной талик. Это ведёт на первых этапах к заболачиванию. Дальнейшее развитие болотообразования зависит от состояния окружающей участок среды и литологического состава пород, слагающих участок. Импульсное нарушение покрова, как правило, не вызывает изменений во всей толще мёрзлых пород, но приводит к изменениям слоя сезонного оттаивания пород (Кайнозойские отложения.., 1980).
Формирование мерзлоты и нарастание её мощности под тёмнохвойными лесами приводит к ухудшению условий жизни ели, пихты и кедра (сибирской сосны) и выпадению их из древостоя. Это в свою очередь приводит к более глубокому зимнему промерзанию и понижению температуры почв и грунтов, дальнейшей аградации (развитию) мерзлоты в глубину. В летнее же время обезлесенные участки быстрее протаивают, создаются условия переувлажнения, вследствие чего на месте темнохвойного леса развиваются мелколиственные с сосной заболоченные леса и далее моховые болота. Развитие на этих участках торфяной почвы и в дальнейшем торфяника способствует усилению термоизоляции мерзлых грунтов, их сохранению и дальнейшему развитию.
Современная тенденция развития многолетнемёрзлых пород в пределах криолитозоны Западной Сибири — это гетеродинамичность, определяющая сложный характер современного развития криолитозоны. Главными причинами разнонаправленности динамики многолетнемёрзлых пород являются огромные пространства криолитозоны, большая мощность мёрзлых толщ в северных районах Западной Сибири и их большая теплоёмкость, неодинаковые изменения таких природных факторов, как климат, растительность, почвенный покров, гидрологические условия ит. п., определяющие развитие мёрзлых толщ в различных частях региона.
В северной части региона низкотемпературные и более мощные толщи мёрзлых пород в многолетнем цикле менее подвержены резким изменениям, чем на южной границе криолитозоны. На севере, в зоне сплошного распространения на древних элементах рельефа многолетнемёрзлые породы относительно стабильны, в пределах же молодых элементов рельефа (поймы лайд, низкие террасы, мелководья морей и губ) в настоящее время происходит активное промерзание, что приводит к мерзлотным новообразованиям или увеличению мощности мёрзлых толщ.
В зоне прерывистого распространения многолетнемёрзлых толщ в настоящее время процесс протаивания сверху чередуется по площади с процессами интенсивного промерзания вследствие нарушения теплообеспеченности на поверхности, вызываемого сменой состава растительных сообществ, короткопериодичными климатическими изменениями, колебаниями обводнённости и т. п. В этих районах массивы мёрзлых пород могут быстро исчезнуть, а также и достаточно быстро сформироваться.
В пределах южной половины криолитозоны с двухслойным залеганием вечной мерзлоты, глубокозалегающие толщи мёрзлых пород, находящиеся под слоем талых пород в несколько десятков и даже сотен метров, перекрытых сверху позднеголоценовыми мёрзлыми породами, имеют тенденцию к деградации. Наиболее она активна в юго-западных районах с большим тепловым потоком из недр Земли. 
<< | >>
Источник: Под ред. В. Б. Куваева. Болотные системы Западной Сибири и их природоохранное значение. 2001
Помощь с написанием учебных работ

Еще по теме Влияние криогенных процессов на болотообразование:

  1. Влияние климата на процесс болотообразования
  2. Влияние тектонических процессов на болотообразование
  3. 8.6.2. Влияние на процесс старения условий жизни
  4. Влияние навоза на микробиологические процессы в почве
  5. Влияние геологической истории на болотообразовательный процесс
  6. 8.6.3. Влияние на процесс старения образа жизни
  7. 8.6.4. Влияние на процесс старения эндоэкологической ситуации
  8. Влияние гидрографической сети на процесс заболачивания
  9. alt="" />Неблагоприятные экологические процессы и их влияние на почвенный покров городов
  10. СОВРЕМЕННАЯ ДИНАМИКА БОЛОТООБРАЗОВАНИЯ
  11. П. ГЕНЕЗИС, ДИНАМИКА БОЛОТООБРАЗОВАНИЯ(В ПРОШЛОМ, НАСТОЯЩЕМ)
  12. Физико-географические факторы болотообразовательного процесса в голоцене
  13. Токсический процесс
  14. 4.2. Амплификация в процессе развития
  15. Биотермический процесс и термофильные микроорганизмы
  16. Процессы регуляции в клетке
  17. БИОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫВ ПОЧВООБРАЗОВАНИИ
  18. БИОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ В ПОЧВООБРАЗОВАНИИ