Содержание к диссертации
Введение
Раздел I. Парагенез пластовых льдов и склоновых криогенных процессов 14
Глава 1. Состояние изученности, районы работ и постановка задачи 14
Глава 2. Пластовые льды как фактор развития криогенных процессов 36
2.1. Распространение пластовых льдов 38
2.2 Состав и строение пластовых льдов 46
2.3 Картирование пластовых льдов и их влияние на хозяйственную деятельность 48
Выводы по главе 2 52
Глава 3. Криогенные склоновые процессы 54
3. Классификация криогенного оползания 57
3.2 Концептуальная модель криогенных оползней скольжения 63
3.3 Концептуальная модель криогенного оползания по пластовому льду 67
3.4 Факторы, влияющие на криогенные склоновые процессы 74
3.5 Картирование склоновых процессов и их влияние на хозяйственную деятельность 93
Выводы по главе 3 101
Раздел II. Этапы и механизмы развития криогенных склоновых процессов в районах широкого распространения пластовых льдов 105
Глава 4. Динамика термоцирков 106
Выводы по главе 4 121
Глава 5. Цикличность и датирование оползневых событий 121
5.1 Цикличность криогенного оползания 121
5.2 Методы датирования оползней различных типов 124
5.3 Циклы развития оползневого цирка 140
5.4 Этапы развития отрицательных форм рельефа 153
Выводы по главе 5 160
Раздел III. Экологические последствия развития склоновых криогенных процессов по пластовым льдам 163
Глава 6. Изменение ионого состава в сезонноталом слое и поверхностных водах 165
6. 1 Перераспределение ионов в сезонноталом слое 166
6.2 Влияние активизации криогенного оползания на поверхностный сток 177
6.3. Влияние таяния пластового льда на береговую зону моря 178
Выводы по главе 6 183
Глава 7. Биогеохимические последствия процесса криогенного оползания 184
Выводы по главе 7 195
Заключение 197
Список литературы 205
Приложение 1 228
Приложение 2 239
Приложение 3 240
Приложение 4 259
- Распространение пластовых льдов
- Факторы, влияющие на криогенные склоновые процессы
- Циклы развития оползневого цирка
- Перераспределение ионов в сезонноталом слое
Введение к работе
Актуальность темы. Освоение Арктических равнин определяет необходимость оценки устойчивости поверхности и прогнозировании изменений геоэкологической обстановки. В условиях широкого распространения пластовых подземных льдов устойчивость территорий и состояние природной среды главным образом зависит от факторов, определяющих вскрытие и вытаивание пластовых льдов, развитие связанных с этими льдами опасных быстро развивающихся криогенных процессов. Поэтому решение проблемы катастрофической активизации криогенных склоновых процессов, а также обоснование способов предотвращения ее опасных последствий в районах распространения пластовых льдов имеет важное научное и практическое значение. Оно определяется динамичностью геологической среды и в условиях естественных колебаний климата, и при нарушении природной обстановки в таких районах. Дополнительную сложность создает засоление, которое наблюдается в многолешемерзлых породах. Эти породы в результате развития криогенных процессов выходят на поверхность.
Пластовые льды и криогенные склоновые процессы встречаются на большом протяжении от Европейского северо-востока России до Канадского Арктического Архипелага. Баренцево-Карский регион наиболее представителен как объект изучения пластовых льдов и сопряженных с ними криогенных процессов. Кроме того, он относится к районам первоочередного освоения, где. «быстрые» склоновые криогенные процессы могут быть спровоцированы неправильным землепользованием и, в свою очередь, могут оказать нежелательное воздействие на сооружения и ухудшить среду обитания.
Криогенные склоновые процессы, развивающиеся по пластовым льдам, играют особую геоэкологическую роль на севере Западной Сибири. Здесь пластовые льды распространены практически повсеместно, склоны на этой территории занимают до 80% площади и в основании сезоннотадого слоя развиты засоленные породы. В этих условиях существенна роль склоновых криогенных процессов в формировании рельефа, в динамике растительности и биоразнообразии, в ландшафтно-геохимической составляющей геоэкологической обстановки.
Цель и задачи. Цель исследований - изучить распространение, проявления, механизмы протекания и факторы развития склоновых криогенных процессов и оценить геоэкологические последствия их активизации; обосновать существование системы взаимодействия пластовых льдов, "быстрых" криогенных склоновых процессов, засоленных пород, растительности и почв на примере Баренцево-Карского региона.
Для осуществления цели ставятся следующие задачи:
-
Выделить наиболее опасные «быстрые» криогенные склоновые процессы в районах широкого распространения пластовых льдов и разработать их классификацию.
-
Изучить механизмы и факторы, влияющие на активизацию «быстрых» криогенных склоновых процессов и на этой основе предложить концептуальную и климатическую модели этих процессов для западного сектора Российской Арктики.
-
Выделить и обосновать стадии развития «быстрых» криогенных склоновых процессов, определить их цикличность на основе методов абсолютного и относительного датирования. Установить связанные с этой цикличностью стадии развития термоденудационного рельефа.
4. Оценить геоэкологические последствия развития «быстрых» криогенных склоновых процессов по пластовым льдам. Разработать геохимическую модель пост-оползневого сезонноталого слоя, выявить влияние криогенного оползания на поверхностный сток и растительность.
Научная новизна работы.
-
Разработана новая генетическая классификация криогенного оползания как ведущего быстрого криогенного процесса в районах широкого развития пластовых льдов. По механизму выделены два типа криогенных оползней: криогенные оползни скольжения и криогенные оползни течения. В пределах каждого по криолитологическому основанию типа выделено по два подтипа.
-
Впервые количественно определены климатические и криолитологические факторы, влияющие на активизацию криогенного оползания, описаны механизмы оползания На этой основе разработаны концептуальная и климатическая модели криогенных оползней скольжения и криогенных оползней течения для западного сектора Российской Арктики.
-
Впервые проведено датирование криогенных оползней скольжения радиоуглеродным, дендрохронологическим, почвенным методами и количественно обоснована их цикличность. Разработана теория стадийности развития криогенного оползания и установлены связанные с цикличностью этапы развития термоденудационного рельефа.
-
Впервые введено понятие и предложена геохимическая модель постоползневого сезонноталого слоя. Опробованием установлено резкое увеличение минерализации и количества взвеси в поверхностных водах как реакции на активизацию криогенного оползания. Количественно
оценено пост-оползневое биогеохимическое состояние растительности и почв.
На защиту выносятся следующие положения.
-
Генетическая классификация криогенного оползания. Криогенные оползни скольжения и криогенные оползни течения различаются по причинам и механизму потери устойчивости, по криогенному строению СТС и подстилающих многолетнемерзлых пород, по морфологии и строению оползневого тела, а также по геоэкологическим последствиям криогенного оползания.
-
Концептуальная и климатическая модели криогенных оползней скольжения. Криогенные оползни образуются как следствие сочетания климатических событий в год их схода: теплового импульса в конце лета и экстремальных летних осадков. Необходимое условие образования котлгенного оползня скольжения - высокая льдистость на подошве сезонноталого слоя как результат последовательного снижения глубины протаивания в течение ряда лет с последующим резким ее увеличением.
-
Криогенные склоновые процессы, связанные с пластовыми льдами, характеризуются стадийностью и цикличностью, что и отражается в соответствующих формах рельефа. На стадиях вытаивания пластовых льдов формируются термоцирки как результат комплексной деструкции, ведущую роль в которой играют оползни течения. После консервации или полного вытаивания льда термоцирки переходят в оползневые цирки. Темпы из развития гораздо медленнее и ведущая роль принадлежит криогенным оползням скольжения.
-
Геохимическая модель пост-оползневого сезонноталого слоя. Перераспределение ионов в пост-оползневом сезонноталом слое
приводит к снижению засоленности слагающих его глинистых пород и
переходу ионов в поверхностный и подземный сток. Последнее
реализуется благодаря горизонту пост-криогенной трещиноватости в
основании глинистого сезонноталого слоя, в котором резко возрастает
фильтрационная способность. -
Практическая значимость работы. Результаты исследований
использовались и могут быть использованы в дальнейшем при
планировании освоения и проектировании сооружений в районах с
развитием пластовых льдов и склоновых криогенных процессов, для
разработки систем зашиты сооружений и среды обитания от опасных
природных явлений.
Предложенные индикационные признаки пластовых льдов, основанные на закономерностях их распространения и деструкции, а именно, специфические отрицательные формы рельефа - термоцирки и оползневые цирки использованы и могут использоваться шире при картировании распространения пластовых льдов и опасных криогенных процессов в разных масштабах от крупного до обзорного с использованием интерпретации аэрофотоснимков и космических снимков.
Модели криогенного оползания могут бьпь применены для прогноза развития процесса при изменениях климата. В частности, при потеплении в определенных условиях может происходить как активизапия, так и затухание криогенного оползания и комплексной деструкции. Это особенно существенно при проектировании береговых сооружений и размещении сооружений на склонах. Предложенные методики оценки устойчивости использовались и могут шире использоваться для картирования устойчивости склонов к развитию криогенных процессов.
В работе приводятся конкретные материалы, полученные в районах перспективного освоения. Это сведения о распространении пластовых
льдов на побережье Югорского полуострова и об активизации криогенных оползней скольжения на Ямале, а также постановка и примерные решения задачи устойчивости насыпи под действием оползней скольжения, расчет и картирование устойчивости оползнеопасных склонов.
Склоновые процессы в районах распространения пластовых льдов представляют не только интересный научный объект, но и значительную опасность при освоении. Пластовые льды являются причиной развития наиболее быстрых береговых и склоновых процессов, а также термокарста и термоэрозии. Рельефообразуюгцая роль пластовых льдов лежит в основе их влияния на строительство. Лед представляет двоякую опасность: (1) в случае нарушения поверхностных условий и увеличения глубины протаивания он может породить неустойчивость пород на склонах или тепловую осадку в зоне размещения сооружений, и (2) лед может оказаться в основании сооружений или в зоне их теплового и механического влияния. Таким образом, актуальность проблемы носит не только чисто научный, но и практический характер.
Материалы, рассмагренные в работе, использовались при чтении лекций на Геологическом и Географическом факультетах МГУ, а также в Университете Ґетеборга, Швеция, университетских курсах Шпицбергена (UNIS), Норвегия, Университете плата Мичиган, США и могут быть положены в основу учебно-методических курсов повышения квалификации специалистов инженерно-геологического и нефтегазодобывающего профиля.
Апробация работы и публикации. Результаты исследований докладывались на многих конференциях: на Российско-американском семинаре по криопедологии и глобальным изменениям в Пушино в 1992 г., на Международной конференции по склоновым отложениям во Франции в 1993 г., на Оползневом симпозиуме в Норвегии в 1996г., на конференции
по физике, химии и механике мерзлых пород в США в 1997 г., на Совещании по береговым процессам в США, 1999, на Первой европейской конференции по мерзлотоведению в Италии, 2001, на Международной конференции по мерзлотоведению в 2003 г. в Швейцарии, на Годичных заседаниях Совета по криологии Земли и международных конференциях по вопросам криосферы Земли в Москве, Пущино и Тюмени начиная с 1990 г., на Первой и Второй конференциях геокриологов России в 1996 и 2001гг.
По теме диссертации опубликовано 36 статей, из них 19 - в международных журналах и сборниках.
Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 7 глав, объединенных в 3 раздела, заключения, списка литературы и 4 приложений. Работа содержит 262 страницы, включающих 9 таблиц, 69 рисунков и список литературы из 263 наименований.
Личный вклад автора. Работа базируется на многолетних полевых исследованиях в различных районах криолитозоны, непосредственно по теме диссертации - с 1987 по 2003 г., проведенных лично автором. Часть результатов, вошедших в работу, получена в соавторстве с участниками экспедиций при научном руководстве автора. Лабораторные исследования выполнялись на образцах и по схеме автора в различных организациях. В тексте диссертации имеются соответствующие ссылки.
В полевых и камеральных работах в разное время принимали участие
ААВасильев, П.Б.Гребенников, ИП.Егоров, АИ.Кизяков, О.В.Ребристая,
Ф.М.Ривкин, И.Д.Стрелецкая, Н.Г.Украинцева, Б.Форбс, студенты
географического и геологического ф-тов МГУ. Химический состав
образцов почв, растений и воды определялся в Почвенном ин-те
им.В.В.Докучаева, Институте биологии УрО РАН, Бронницкой
геохимической экспедиции, ФГУП ВНИИОкеангеология,
радиоуглеродный анализ сделан в ГИН РАН, дендрохронологический анализ - в Институте экологии растений и животных УрО РАН. Полевые исследования последних лет стали возможны только благодаря поддержке ФГУП ВНИИОкеангеология и его сотрудников ГАЧеркашова и Б.Г.Ванштейна. Часть аналитических данных получена благодаря доброму отношению и заинтересованности Л.Д.Сулержицкого и Н.Е.Зарецкой (ГИН РАН), ЛАГорлановой (Ин-т экологии растений и животных УрО РАН, И.БАрчеговой (Институт биологии Уро РАН), Автор выражает глубокую признательность всем участникам работ. Автор благодарен коллегам, помогавшим советами, Т.С.Зверевой, Т.Н.Каплиной, ЕАСлагоде, И.Д.Стрелецкой, Н.Г.Украинцевой, С.М.Фотиеву, а также молодым коллегам АИ.Кизякову, Д.Д.Передне, КАЕрмохиной, ДА Стрелецкому за помощь в проведении полевых работ и на всех этапах подготовки рукописи.
Распространение пластовых льдов
Впервые написал о распространении крупных масс подземного льда Б.И.Втюрин (1955). Он же является соавтором первой карты распространения пластовых льдов (Шумский, Втюрин, 1963). Наиболее детальная специальная карта распространения залежеобразующих подземных льдов в пределах СССР масштаба 1:25 000 000 составлена им же (Втюрин, 1975). Принятая Б.И.Втюриным классификация пластовых льдов относит их к двум основным категориям: первично внутригрунтовые и погребенные (рис. 2.1). Первые подразделяются только по морфометрическим признакам: (1) мощные (более 3 м) и глубоко залегающие (глубже 3 м от поверхности), и (2) маломощные (менее 3 м мощности и не глубже 3 м от поверхности земли). Погребенные льды делятся по генетическому признаку исходных льдов (снежные, ледниковые, наледные, озерные, речные, морские и неустановленного генезиса). Из анализа карты следует, что наиболее мощные, по версии Б.И.Втюрина - внутригрунтовые, льды распространены севернее полярного круга и сконцентрированы на севере Западной Сибири, на арктических островах, Таймыре и Чукотке. Значительные пространства Восточной Сибири не содержат пластовые льды.
Пластовые льды мировой Арктики показаны на карте, составленной под эгидой международной ассоциации по мерзлотоведению (Brown et al, 1997). На этой карте также как и на карте Б.И.Втюрина условными значками показаны участки нахождения льдов. Для пластовых льдов выделены только две категории: (1) редкие и (2) широко распространенные (рис. 2.2). Из этой карты следует, что пластовые льды распространены на севере Северной Америки повсеместно и на Аляске и в Канаде. Широкое распространение характерно также как и в Евразии, только для высоких широт, а вот ограниченно пластовые льды распространены и намного южнее (на Аляске - достигают 62сш, а на п-ове Лабрадор даже южнее 60сш).
Из более поздних исследований распространения пластовых льдов следует отметить работы И.Д.Стрелецкой с соавторами, посвященные сбору опубликованного фактического материала по распространению и свойствам пластовых льдов мира (Стрелецкая и др., 2002; Ukraintseva и др., 2003). На составленной авторами карте (рис. 2.3) показаны условными знаками конкретные точки, в которых существует описание пластовых льдов. В условных знаках заложены генетические разновидности пластового льда в соответствии с тем, как их атрибутируют авторы цитируемых публикаций. В них отмечается, что пластовые льды не наблюдаются в районах длительного континентального седиментогенеза, а наиболее широко распространены в районах, охватывавшихся плейстоценовыми трансгрессиями (Стрелецкая и др., 2002; Ukraintseva и др., 2003). Следует отметить, что в этих же районах пластовые льды связывают с более или менее обширными покровными оледенениями (Каплянская, Тарноградский, 1976; Карпов, Григорьев, 1978; Соломатин, 1982, 1986; Тумель, Шполянская, 1983; Fujino et al.,1988 и др.). Поскольку существование периодических смен трансгрессий и регрессий не вызывает таких горячих дискуссий, как границы разновозрастных оледенений, мы принимаем следующее. Широкое распространение пластовых льдов связано с формированием морских отложений, причем в условиях смены прибрежных (песчаные отложения) на глубоководные (глинистые отложения) фации, на границе которых и формируются пласты (Корейша и др., 1982; Дубиков, 2002; Хименков, Брушков, 2003; Стрелецкая, Лейбман, 2002; Шполянская, 2004; Mackay J. R., 1971, 1989; Moorman B.J., Michel F.A., Wilson A.T.I998 и др.).
Пластовые льды встречаются на всех широтах северного полушария, в том числе, и далеко на юге. Последние приурочены к горным странам. И в этом случае преимущественно представляют собой относительно молодые захороненные ледниковые льды или снежники. Такие льды описаны в Тянь-Шане (Горбунов, 1965) и Забайкалье (Некрасов, Гравис, 1967). Специфические пластовые льды описаны Г.Ф.Грависом в Монголии (Геокриологические..., 1974). Эти внутригрунтовые льды, как правило, небольшой мощности и распространения имеют сегрегационно-инъекционный генезис. Они могут достигать мощности 25 м в условиях промерзания водоносного горизонта, перекрытого водоупором. Наибольшее разнообразие форм, размеров и, возможно, генезиса пластового льда все же наблюдается севернее полярного круга. В самом общем виде можно предположить существование зональности в распространении пластовых льдов. Она выражается в том, что к северу находят более мощные и широко распространенные пластовые льды. Так на широте полярного круга описаны льды мощностью до 10 м (юг Ямала, Гыдана, Чукотки), в то время как на севере Ямала скважинами вскрыты пластовые льды мощностью до 60 м на глубинах до 100-200 м (Дубиков, 1966; Баулин и др., 1967).
В литературе описаны пластовые залежи, начиная с Печорской низменности на востоке материковой Европы, на островах Колгуев и Шпицберген (очень маломощные). По направлению к востоку он встречается на берегах Байдарацкой губы (полуострова Югорский и Ямал), на полуостровах Тазовском и Гыдане, в устье Енисея (и к югу от него до широты полярного круга), на Таймыре и островах Северной Земли. Дальше к востоку на Приморских низменностях Якутии, во всяком случае, на материковой части, пластовые льды неизвестны. Возможно, их нет, поскольку весь регион развивался в континентальных условиях сингенетического накопления ледового комплекса. Следующий к востоку район широкого развития пластовых льдов - это Чукотка, как северное, так и юго-восточное побережья. Здесь достаточно широко развиты пластовые льды и южнее полярного круга. То же касается и льдов на противоположном берегу Берингова пролива. На Аляске известны маломощные пластовые льды фактически в зоне прерывистого распространения многолетнемерзлых пород. Дальше к востоку, на западе Канады, встречены мощные и многочисленные залежи (в районе моря Бофорта, устье Макензи, на Арктических островах). Таким образом, пластовых льдов нет (или не встречено) фактически только в большей части Европы и на части Азиатского побережья Северного ледовитого океана.
Говоря о пластовых льдах трудно обойти вопрос об их генезисе. Существуют две основные группы гипотез о происхождении залежей пластового льда: первая (по времени появления) предполагает внутригрунтовое формирование (сегрегационное, сегрегационно инъекционное, инъекционное), вторая - захоронение ледникового (озерного, морского) льда и снежников. У каждой гипотезы есть свои сторонники. Можно сделать такое обобщение: исследователи конкретных обнажений льда предлагают гипотезу его образования в соответствии с генезисом вмещающих осадков как они его понимают. Например, в Западной Сибири сторонники ледникового генезиса позднеплейстоценовых отложений, считают залежи льда захороненным ледником. Сторонники гипотезы морского осадконакопления считают лед внутригрунтовым. Есть промежуточные варианты. Например, А.Тарасов (1990) и канадские исследователи (Moorman et al., 1998), а вслед за ними и автор данного исследования, склонны считать, что оледенение и существование моренных отложений не противоречат внутри грунтовому генезису пластового льда. Ледники обеспечивали приток влаги, которая, тем не менее, фильтровалась в областях питания недалеко от зоны промерзания и послужила основным материалом для сегрегационно-инъекционного формирования залежей пластового льда. Кроме того, ледник мог обеспечить более равномерное и постепенное промерзание пород и, таким образом, более благоприятные условия для формирования мощных сегрегационных залежей. Такая позиция примиряет противоречия, связанные со свидетельствами в пользу существования оледенения. Например, отложения побережья Байдарацкой Губы несут явные следы ледникового преобразования, по крайней мере, часть разреза представляет собой моренные отложения. Однако при этом пластовый лед, скорее всего, представляет собой внутригрунтовое образование, вместе с отложениями подвергшееся динамометаморфизму.
Встает вопрос о времени формирования пластовых льдов. Захороненный ледниковый лед вне горных районов должен, видимо, датироваться 10-20 тыс. лет (сартанское оледенение), или 50-70 т.л. (зырянское). Обычно датируют пластовый лед по возрасту вмещающих отложений (Lokrantz et al., 2003 Manley et al., 2001). Однако если это и может быть признано справедливым для захороненного или синкриогенного льда, то такое допущение малопригодно для эпигенетического сегрегационного и инъекционного льдов. Канадские исследователи впервые в 1996 г. определили возраст воздуха в пузырьках-включениях во льду (Moorman et al., 1998). Они сочли возможным рассматривать полученные даты как возраст льда, который составил около 20 т.л. Для этих льдов существует как теория захоронения (Fujino et al., 1988), по результатам анализа изотопов кислорода, так и внутригрунтового формирования (Moorman et al., 1998), по изотопу углерода-13 и азоту.
Факторы, влияющие на криогенные склоновые процессы
Факторы, определяющие процессы формирования термоцирков (комплексная деструкция) и оползневых цирков (криогенное оползание) отчасти сходны, но есть и отличия.
Различается «фон», «причина» и «спусковой механизм» активизации процесса. «Фон» это иными словами ландшафтно-геокриологические и климатические условия района, в том числе, рельеф, растительность, средние многолетние значения температуры пород, влажности в СТС и льдистости подстилающих пород, глубины сезонного протаивания, а также температуры воздуха и атмосферных осадков. Для побережий это еще и средние многолетние значения волнений, ледовитости. «Причины» - это отклонения от фоновых значений одного или нескольких параметров. Например, для криогенных оползней течения по пластовому льду это значительное увеличение глубины проникновения положительной температуры, в свою очередь, определяемое локальным снижением поверхности, значительным повышением температуры воздуха, понижением базиса эрозии и т.п. Для криогенных оползней скольжения основная причина - это увеличение льдистости в основании сезонноталого слоя. «Спусковой механизм» - это первичное событие, которое вызвано причиной. Спусковой механизм криогенного оползания - это начало вытаивания льда. Оно порождает высвобождение значительного количества воды. Для КОТ это приводит к образованию ниш под перекрывающими лед породами и эрозионных каналов, обваливание вышележащих пород, и таким образом, обеспечивает расширение отрицательной формы рельефа. Для КОС это приводит к повышению порового давления в СТС, «взвешиванию» пород СТС, снижению трения и в конечном счете преодолению сопротивления пород и растительности на разрыв.
Влияние климатических факторов на криогенное оползание. Рассмотрим подробнее влияние климатических факторов на формирование КОС. Это важно, поскольку именно формирование оползней скольжения имеет циклический характер с вековыми циклами, существенно зависящими от сочетания климатических условий. Оно оценивается следующими параметрами:
суммой летних температур, определяющей более глубокое по сравнению с прошлогодним протаивание,
"тепловым импульсом" (отношение максимальной летней среднемесячной температуры воздуха к продолжительности полупериода с положительной температурой, рис. 3.11), определяющим темп протаивания, а, следовательно, и условия накопления излишней влаги в СТС,
суммой летних и зимних атмосферных осадков, увеличивающих инфильтрационное питание пород СТС и тепловой импульс (за счет сокращения периода с положительной температурой пород в СТС при том же максимальном за лето ее значении, а значит и темпа протаивания).
Для анализа зависимости массовой активизации КОС от колебаний климата введем безразмерные относительные значения климатических параметров: P=Pn/Pmax, (1) где: Р - относительное значение климатического параметра, Рп -годовое значение климатического параметра, Ртах - максимальное значение за период исследования.
Анализировались следующие относительные параметры:
- ST - относительная средняя летняя температура,
- SP - относительная сумма летних осадков,
- WP - относительная сумма зимних осадков,
- ТІ - относительный тепловой импульс (см.рис.3.11).
На рисунке 3.12 показаны временные ряды четырех параметров за период с 1929 г. по 1992 г. Из анализа кривых видно, что в 1989 г. в районе метеостанции Марре-Сале анализируемые климатические параметры принимают значения выше среднего и находятся на восходящей ветви или пике гармоники. Такое сочетание параметров наблюдалось за весь период климатических наблюдений только в 1979 г., однако, при значительно меньшей амплитуде их значений. Если рассматривать каждый фактор отдельно, то высокие значения относительной летней температуры зафиксированы в 1931, 1942, 1943, 1945, 1955, 1959 (абсолютный максимум) и в 1984 гг.
Тепловой импульс был наибольшим в 1984 г. Летние осадки имеют абсолютный максимум в 1951 г., зимние - в 1950 г. Притом, что в 1989 г. ни один из параметров не достигает экстремальных значений, сочетание этих параметров уникально за все годы климатических наблюдений.
Для оценки сочетания климатических параметров введем коэффициент активизации КОС: CA=ST+TI+SP+WP (2)
На рис.3.13 показано распределение СА за 1929-1990 гг. Временной ряд распределения коэффициента активизации КОС имеет один абсолютный максимум в 1989 г. Для контроля по описанному принципу проанализировано 15 относительных климатических параметров, как способствующих, так и препятствующих оползанию. Только выбранные четыре из них (ур. 2) дают выраженный максимум в 1989 г.
Объяснение уникального события массовой активизации КОС с точки зрения динамики глубины протаивания вытекает из качественной модели. Одним из необходимых условий активизации КОС является то, что глубина сезонного протаивания в "пиковый год" должна превышать максимальное значение СТС за предшествующий год (годы), являющиеся подготовительным периодом. За этот период формирующийся в нижней зоне СТС льдонасыщенный горизонт поднялся ближе к поверхности и при аномально больших летних температурах 1989 г. этот слой протаял в конце летнего периода с достаточной скоростью, чтобы обеспечить резкое увеличение порового давления в основании СТС.
Динамика изменения глубины СТС из года в год проанализирована на основании метеорологических данных метеостанции Марре-Сале, опубликованных данных мониторинга глубины СТС на стационаре ВСЕГИНГЕО, расположенном вблизи от метеостанции (Павлов, 1994), а также нашими измерениями глубины протаивания на опытном полигоне "Васькины Дачи" в 100 км к северо-востоку от Марре-Сале.
В соответствии с качественной моделью КОС высокое поровое давление зависит от скорости протаивания пород СТС и скорости отжатая воды, образовавшейся в процессе протаивания. Так как не существует прямых зависимостей между климатическими параметрами и скоростью отжатия воды, образовавшейся при протаивании, мы ограничились исследованием скорости протаивания.
Циклы развития оползневого цирка
Использованные методы датирования позволили оценить цикличность развития конкретного оползневого цирка на ключевом участке. Для датирования был выбран оползневой цирк, в котором индицировались оползни разного возраста, расположенные как по периметру термоцирка, так и каскадом сверху вниз. Причем, наиболее молодой оползень 1989 года частично перекрыл более древние.
«Молодые» оползни определялись по оголенной или слабо заросшей поверхности скольжения, хорошо выраженными стенкой отрыва и телом оползня, часто - фронтальным валом (рис. 5.6) и системой промоин на поверхности скольжения. На «старых» оползнях можно наблюдать те же элементы оползня, однако, менее выраженные. Наиболее четкий индикатор - все еще недостаточно заросшая поверхность скольжения. От молодых оползней они отличаются наличием тонкой «корки» напочвенного покрова - мохово-лишайникового. Промоины выглядят как пологие узкие полосы стока. Мы предполагаем, что такой покров должен формироваться за 30-50 лет (Leibman и др., 2003). Это подтверждается и наблюдениями геоботаников (Мониторинг..., 1997). И наконец, «древние» оползни имеют полностью заросшую мохово-лишайниковым разнотравьем поверхность, иногда лишенную кустарниковой растительности. В верхней части склона она вогнутая и увлажненная, а ниже по склону относительно более дренированная, представляющая собой тело оползня. В относительно более поздних из числа древних оползней можно видеть подобие фронтального вала. Полосы стока здесь расширяются, их глубина снижается, иногда они выглядят как заболоченные низины или делли.В опорном оползневом цирке вблизи стационара «Васькины Дачи» (см. рис. 5.6) сначала была проведена топографическая съемка и привязаны шурфы, в которых проводилось описание разрезов и отбор образцов на радиоуглеродное датирование (рис. 5.7). В случаях, когда определение элементов древних оползней было затруднено из-за сглаженности форм, основным признаком оползневого тела служило обнаружение захороненной дернины в разрезе. На этом основании были выделены контуры оползней.
При анализе результатов датирования мы учитывали, что оползневое тело могло полностью или только частично перекрыть ненарушенную поверхность с дерниной, которая и служила материалом датирования. Во втором случае поиски продолжались ниже по склону. Кроме того, несколько последовательных оползневых событий фиксировались по наличию нескольких прослоев захороненной дернины. Эти случаи следовало отличать от мульти-слоистой толщи, образовавшейся в результате подворота дернины, как показано на рисунке 5.8.
Площадь исследованного термоцирка составляет 320 х 370 м", превышение склона - 22 м. Самый молодой оползень сошел 15 августа 1989 г. и на момент съемки (1999-2001 гг.) его возраст составлял 10-12 лет. Поверхность скольжения заросла не более чем на 50% и состояла только из «куртин» злаково-осокового разнотравья. Это соответствует описанию сотен обследованных нами оползней того же возраста на площади в 90 км При одинаковом доминирующем составе растительности, ее высота была тем больше, чем более влажной была поверхность скольжения. Формы микро/мезорельефа, такие как стенка отрыва, фронтальный вал, поперечные компрессионные валы, и через 12 лет все еще легко определялись на местности. Толщина оползневого тела составляла 80-90 см, а валы возвышались над поверхностью скольжения на высоту до 2 м. В нижней части оползневое тело перекрывает оползни более старые. На рисунке 5.9 показан план и разрез по одному из исследованных профилей. По разновозрастной дернине, совмещенной в одном шурфе, можно судить о перекрытии двух оползней (см. рис. 5.9, точка АК 15/АК23).
На основании всех использованных методов датирования, но в основном опираясь на радиоуглеродные данные (см. таблицу 5.1) А.И.Кизяковым предложена интерпретация циклов формирования исследованного оползневого цирка (Leibman et al, 2003), изображенная на рисунке 5.10.
Наиболее древняя дернина (2250±100 ВР), соответствующая оползню первого цикла, обнаружена на глубине 78-81 см в точке АК 22, образец ГИН 11300 (см. рис. 5.7 и таблицу 5.1). В этом же шурфе на глубине 45-64 см найдена более молодая (1880+120 ВР) дернина (ГИН-11299, таблица 5.1). Примерное совпадение этой даты с полученной в шурфе 13 (1790±140 ВР, ГИН-10315, см. рис. 5.7 и таблицу 5.1) позволяет предположить, что это одновозрастный горизонт дернины и, соответственно, синхронные события, а вернее, одно и то же оползневое событие второго цикла.
Третий цикл датирован дерниной из точки АК 15 с глубины 60 см (1360±40 ВР, ГИН-10316, см. рис. 5.7 и таблицу 5.1). Дублирующая точка АК 23 (см. рис. 5.7) дала две даты, полученные по линзам гумуса на глубинах 48-54 см (1000±60 ВР, ГИН-11301) и линзам дернины на глубине 63-65 см (700+40 ВР, ГИН-11302, таблица 5.1). Наблюдается инверсия дат. Два соседних образца на глубине около 60 см имеют возраст, различающийся на 360 лет.
А.И.Кизяков объясняет это следующим образом (Кизяков, 2005). Рассмотрим цикл 5 (-700 лет назад). В точке АК-15(23) вскрывается фронтальная часть двух перекрывающихся разновозрастных оползней.
Более древний оползень в свое время захоронил дернину с возрастом 1360-700 лет. Перед его фронтальным валом сформировалась более молодая дернина. Следующий оползень перекрыл и дернину на поверхности более старого оползня с возрастом 1000-700=300 лет и новообразованную на тот момент дернину (рис. 5.11).
Нельзя не учесть и вторую возможность. Дернина возраста 700±40 и 1000±60 С14 лет могла исходно быть единым образованием с более древней датой на подошве органогенного слоя, а более молодой на поверхности. В результате подворота («эффект гусеницы», Втюрина, 1966) дернина удвоилась, а различие в возрасте связано с различной скоростью переработки органики.
В самой нижней части цирка, вблизи озера, в шурфе АК-16 (см. рис. 5.7) погребенная дернина имеет возраст 700±40 С14 лет (ГИН-10317, таблица 5.1). Из этого же горизонта были отобраны образцы захороненных веток ивы, возраст которых 330±40 С14 лет (ГИН-11298, таблица 5.1).
Датировка по древесине является, как указывалось выше, более точной, чем полученная по дернине. Эта пара образцов показывает, что накопление слоя дернины может длиться более 300 лет.
На основе приведенного анализа составлена динамическая карта-схема строения циклически формирующегося цирка (см. рис. 5.10, А.И.Кизяков, 2005).
Приблизительные интервалы между датированными циклами оползания составляют 290-660 лет. Получен очень широкий диапазон. Однако если предположить, что мы не смогли обнаружить дернину, захороненную между циклами 3 и 4, то получится, что оползни сходят каждые 290-460 лет (табл. 5.4). Мы знаем из литературы (Зарецкая, 2001) и собственных определений, что слой дернины имеет разброс возраста около 300 лет. Из полученного в одной точке диапазона дат справедливее более молодая. Из концептуальной модели следует, что для схода КОС необходимо, чтобы сформировались (1) прошедший существенное количество циклов промерзания-протаивания СТС как специфическое геологическое тело, (2) хорошо развитая дернина и, видимо, (3) накопившееся по разным причинам напряжение в верхних горизонтах пород. Значит, примерно 300 лет - это время, необходимое для наступления фоновых условий, благоприятных для оползания. Дополнительное время уходит на ожидание сочетания необходимых климатических условий. После события 1989 года на Ямале были и более теплые и более влажные года, однако мы не наблюдали ни одного нового КОС на ключевом участке, за исключением одного очень небольшого оползня 1990 г. Это отчасти подтверждает мысль о том, что требуется время, чтобы накопить напряжение, которое разрядилось в 1989 г. А климатические факторы без обладающего определенными свойствами субстрата не являются достаточными для активизации КОС.
Перераспределение ионов в сезонноталом слое
Для анализа перераспределения ионов после перехода верхнего горизонта ММП в СТС в результате криогенного оползания второго типа было проведено специальное исследование. На оползневом склоне в 1994 г. были заложены три неглубокие скважины: скважина №1 в пределах ненарушенной поверхности (контрольная) и две на поверхности скольжения - скважина №2 в зоне пост-оползневой аккумуляции, обводненной, и скважина №3 в зоне активного эрозионного вреза, хорошо дренированной и размываемой с поверхности (рис.6.1). Исходя из толщины сместившегося оползневого тела (около 70 см) мы провели сопоставление минерализации и ионного состава водной вытяжки образцов, отобранных послойно на примерно одинаковой относительно исходной поверхности глубине. Дневная поверхность в зоне смещения (поверхность скольжения) соответствует глубине 70 см на ненарушенной поверхности (см.рис.б.ІА). Эта глубина была принята за 0,0 м при сопоставлении с данными для поверхности скольжения на рисунках 6.2-6.5.
Анализ солевого состава в глинистом разрезе по трем скважинам показал характерное перераспределение ионов в СТС и в верхней части ММП за 5 циклов промерзания и 5,5 циклов протаивания, то есть, с момента начала протаивания поверхности скольжения оползня в конце августа 1989 г. На ненарушенном участке (скв.1) общее количество воднорастворимых солей (сухой остаток) возрастает с глубиной. На поверхности скольжения количество солей в СТС больше, чем в СТС на ненарушенном участке и в целом снижается с глубиной (см. рис. 6.2). Содержание солей в ММП с глубины 90 см одинаковое во всех трех скважинах и составляет приблизительно 1%. Это можно рассматривать как подтверждение сходства исходного распределения с глубиной солей на оползневом и контрольном участках до оползания.
Распределение засоленности пород в СТС на поверхности скольжения зависит от степени ее дренированности/промытости. В скважине №2, расположенной на слабо дренированном "мокром" участке склона, выделяется два горизонта накопления воднорастворимых солей. В верхний приповерхностный горизонт соли вмываются при инфильтрации вод СТС, высачивающихся на поверхность в стенке отрыва оползня (см. рис. 6.2). Возможно также, что это связано с зимней миграцией ионов к фронту промерзания (Физико-химические..., 1995; Chuvilin, 1999) и капиллярным поднятием летом (Анисимова, 1981). Содержание солей в верхней части ММП с глубины около 95 см и ниже практически совпадает во всех трех скважинах, что, с нашей точки зрения, подтверждает сходное распределение солей на всех участках в ММП до схода оползня.
Нижний горизонт накопления на глубине 50-60 см, вблизи границы СТС связан с отжатием солей при сезонном промерзании водонасыщенных пород на геохимический барьер, которым служит кровля ММП (Leibman, Streletskaya, 1996). Увеличение минерализации в этом слое зимой может обнаруживаться даже в практически незасоленных отложениях (Анисимова, 1981). В скважине №3, расположенной на дренированном участке, четко выделяются один горизонт накопления солей и два горизонта их вымывания. По данным Л.В.Чистотинова (1973) при сравнительно небольшой влажности растворенные соли, при промерзании мигрирующие с поровым раствором, в основном остаются в образующейся мерзлой породе. Горизонт накопления, количество солей в котором достигает 1,5 %, залегает на глубине 20-30 см и может быть также связан с процессами испарения и капиллярным поднятием солей к дневной поверхности. Из верхнего (5-10 см) горизонта соли вымываются дождями и весенними талыми водами, тогда как нижний, пограничный с ММП горизонт теряет соли при горизонтальной миграции влаги по поверхности ММП в зоне хорошо выраженной посткриогенной трещиноватости, по которой скорость фильтрации в глинистых породах достаточно высока (Лейбман, Ривкин, Стрелецкая, 1993; Naletova 1996).
Наиболее подвижный ион хлора выносится из СТС в первую очередь, поэтому его содержание в породах СТС по сравнению с мерзлыми породами резко сокращается, в тоже время часть ионов хлора подтягивается к дренированной поверхности при испарении или накапливается на слабо дренированных участках при поверхностном перераспределении (см. рис. 6.3, скв.З). Содержание гидрокарбонат-иона в СТС на поверхности скольжения (см. рис. 6.4, скв. 2, 3) резко возрастает по сравнению с ненарушенными участками (см. рис. 6.4, скв. 1). Ионы накапливаются в приповерхностной части СТС на глубине 10-30 см, с глубиной содержание гидрокарбонатов постепенно уменьшается. Содержание сульфат-иона в СТС на поверхности скольжения (см. рис. 6.5, скв. 2 и 3) выше, чем на ненарушенной поверхности (скв. 1), так как в условиях положительных температур в отложениях происходят биохимические и обменные процессы, повышающие сульфатность порового раствора (Na2SC 4), причем на плохо дренированных поверхностях (см. рис. 6.5, скв. 2) процесс активно идет только на границе сММП.
В 2001 году было проведено дополнительное исследование. На том же участке поблизости и в тех же условиях, что скважины 1, 2 и 3 были пробурены скважины №lbis на ненарушенной поверхности, а также №2bis и №3bis соответствующие №2 на заболоченном и №3 на дренированном участках, соответственно. Результаты повторного гидрохимического исследования образцов водной вытяжки представлены на соответствующих диаграммах на которых показаны данные и по скважинам 1994 г. (см. рис. 6.2-6.5).
При сравнении данных 1994 и 2001 годов обнаруживаются следующие закономерности. На влажном участке (см. рис. 6.2, скв. 2 и 2bis) содержание солей существенно снизилось, причем, в большей степени на подошве сезонноталого слоя. Это можно объяснить преобразованием глинистых пород пост-оползневого сезонноталого слоя при промерзании, формирование именно на влажном участке выраженной криотекстуры и, как следствие, образование летом зоны повышенной посткриогенной трещиноватости (Leibman et al, 1993). По этой зоне и фильтровались воды СТС, промывшие этот горизонт.
К сожалению не удалось проанализировать образцы из верхней зоны накопления 1994 года, но можно предположить, что и она будет менее выражена в результате частичного заселения поверхности растительностью.
Динамика засоленности на дренированном участке (см. рис. 6.2, скв. 3 и 3bis) характеризуется двумя горизонтами накопления. Верхний горизонт менее выражен, в то время как в основании СТС значение суммарной концентрации ионов наивысшее из изученных участков. Можно предположить, что такое накопление на геохимическом барьере -единственный механизм миграции солей в условиях недостатка влаги, приводящего к отсутствию выраженного льдовыделения в промерзающем СТС, а следовательно, к отсутствию пост-криогенной трещиноватости и низкому коэффициенту фильтрации.
Распределение с глубиной катионов за прошедшие годы практически не изменилось, их содержание снизилось. Более значительные перемены произошли с анионами. Закономерности здесь отличаются от тех, которые получены для суммарной засоленности (см. рис. 6.3-6.5). Распределение анионов в ММП неравномерное, с пиком вблизи основания сезонноталого слоя (геохимический барьер).
На обоих нарушенных участках гидрокарбонат-ион характеризуется наименьшим содержанием у поверхности и в ММП, тогда как в основной части СТС содержание этого аниона максимальное (см. рис. 6.4, скв. 2 и 3). В 2001 году концентрация гидрокарбонат-иона снизилась на обоих участках поверхности скольжения, но на влажном (скв. 2) в большей степени, чем на дренированном (скв. 3).
Зона аккумуляции сульфат-иона на геохимическом барьере наиболее выражена на влажном участке (см. рис. 6.5, скв. 2). Наблюдается очень резкое повышение концентрации сульфат-иона на поверхности дренированного участка поверхности скольжения (скв. 3). Это объясняется несколькими причинами. (1) Именно на дренированном участке наивысшее капиллярное поднятие растворов. (2) Более мобильный хлор-ион смывается с поверхности в первую очередь, увеличивая тем самым, долю сульфатов. (3) Содержание гидрокарбонат-иона исходно очень низкое, поскольку отложения пост-оползневого сезонноталого слоя представлены глинами с морским типом засоления. Таким образом, сульфаты оказываются основным компонентом солевых эвапоритов на дренированном участке поверхности скольжения.
