Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Современное состояние изученности термоденудационных процессов на Арктических равнинах 9
1.1 Склоновые процессы 11
1.1.1 Солифлюкция 18
1.1.2 Десерпция 20
1.1.3 Криогенные оползни 22
1.2 Термоабразия 26
1.3 Формирование термоцирков 30
Выводы 34
Глава 2. Факторы развития термоденудационных процессов в районах с распространением пластовых льдов 36
2.1 Группа геокриологических факторов термоденудации 36
2.2 Характеристики рельефа 38
2.3 Группа физико-географических факторов 39
2.4 Факторы, действующие на комплексы термоденудационных процессов в районах распространения залежей пластовых льдов 42
Выводы 49
Глава 3 Общая характеристика районов проведения работ 50
3.1 Югорский полуостров 50
3.1.1 Геолого-геокриологические условия 50
3.1.2 Рельеф 57
3.1.3 Физико-географические условия 62
3.2 Остров Колгуев 66
3.2.1 Геолого-геокриологические условия 66
3.2.2 Рельеф 70
3.2.3 Физико-географические условия 72
3.3 Центральный Ямал 73
3.3.1 Геолого-геокриологические условия 73
3.3.2 Рельеф 79
3.3.3 Физико-географические условия 82
Выводы 83
Глава 4. Динамика термоденудационных процессов на ключевых участках Арктических равнин 86
4.1 Комплекс термоденудационных процессов в условиях вскрытия пластовых льдов 86
4.1.1 Югорский полуостров 86
4.1.2 Остров Колгуев 104
4.1.3 Центральный Ямал и Анадырская низменность 107
4.2 Комплекс термоденудационных процессов в условиях консервации пластовых льдов 109
4.2.1 Склоновые процессы Югорского полуострова и полуострова Ямал 109
4.2.2 Динамика оползневых цирков 113
4.3 Комплекс термоденудационных процессов и термоабразии, развивающихся на морских берегах в районах распространения пластовых льдов 127
4.3.1 Югорский полуостров 127
4.3.2 Остров Колгуев 135
4.4 Общие закономерности развития комплексов термоденудационных процессов в районах распространения пластовых льдов 137
Выводы 139
Заключение 142
Список литературы 147
Приложение 1 162
Введение к работе
Актуальность темы и постановка проблемы. Арктические равнины России
- регион, в настоящее время активно вовлекающийся в хозяйственную
деятельность, прежде всего в связи с разведкой и добычей нефти и газа.
Увеличение площадей, несущих антропогенную нагрузку, вызвало потребность в
изучении морфолитогенеза этих территорий для прогноза опасных
рельефообразующих процессов. Криогенное строение поверхностных отложений и
присутствие подземных залежей пластовых льдов в значительной мере определяют
широкое распространение и высокую активность термоденудационных процессов.
Термоденудации принадлежит лидирующая роль в рельефообразовании в районах
распространения многолетнемерзлых пород.
Морфолитодинамика и факторы рельефообразования равнин севера России и Канадского Арктического архипелага достаточно подробно изучены. Изучены механизмы и пространственное распространение рельефообразующих процессов в криолитозоне, проведено их математическое моделирование. Тем не менее, существует ряд нерешенных вопросов, нуждающихся в дальнейшем углубленном изучении. Особый интерес вызывает определение динамики и выявление стадий развития рельефообразующих процессов в районах развития многолетнемерзлых пород с залежеобразующими льдами, а также определение факторов их развития и активизации. Несмотря на то, что пластовые льды широко развиты на Арктических равнинах, недостаточно изучены комплексы термоденудациошгых процессов, связанных в своем распространении и развитии с вскрытием или консервацией залежей этих льдов. В районах распространения пластовых льдов не проводилась сегментация береговой линии.
Работа посвящена выявлению динамики и стадийности развития термоденудационных процессов в районах с пластовыми льдами. Определяется роль пластового льда в развитии соответствующих комплексов процессов термоденудации и форм рельефа, как на морских побережьях, так и во внутренних районах равнин.
Цель работы - оценить интенсивность и рельефообразующую роль термоденудации в районах распространения подземных залежей пластовых льдов.
Для достижения этой цели решадшь йлсдииішігзашачи:.
-
выделить комплексы термоденудационных процессов, развивающихся в районах распространения пластовых льдов;
-
выявить и проанализировать факторы развития термоденудационных процессов;
-
сопоставить общие черты и региональные особенности условий развития комплексов термоденудационных процессов;
-
оценить динамику термоденудационных процессов в рассматриваемых районах Арктики методами мониторинга, анализа аэрофото- космоснимков и абсолютного датирования.
Объекты и методы исследований. Основу работы составляют материалы, полученные автором в ходе 10 экспедиций Института криосферы Земли СО РАН на Центральный Ямал, Югорский полуостров, остров Колгуев и Анадырскую низменность в 1999-2003 гг.
На полевом этапе исследований изучались геолого-геоморфологическое строение термоцирков и береговых уступов, распространение термоденудационных форм рельефа, проводилось дешифрирование аэрофото- и космоснимков, геоморфологическое картирование. В ходе совместных работ с сотрудниками ФГУП ВНИИОкеангеология проведена топографическая съемка ключевых термоцирков на Югорском полуострове. Также на побережье Югорского полуострова на ключевых участках установлены сети реперов для ежегодного измерения отступания бровок термоцирков и берегового уступа.
Данные по внутренним частям равнин получены на стационаре в центральной части полуострова Ямал, с 1999 по 2002 гг. Сбор фактического материала включал в себя изучение разрезов рыхлых отложений, отбор образцов погребенных почвенных горизонтов, дешифрирование аэрофотоснимков, полевое картографирование и составление геоморфологических схем.
На камеральном этапе в ходе сопоставления полевых материалов и результатов дешифрирования аэрофото- и космоснимков за разные годы, получены данные по скорости отступания морских берегов и динамике развития термоцирков. Выделены участки берегов с различным механизмом разрушения и создана геоморфологическая карта-схема участка побережья Югорского полуострова. Радиоуглеродное датирование захороненной оползнями дернины
* 'і* >.'
5 позволило выделить несколько стадий развития процесса криогенного оползания на Центральном Ямале и составить геоморфологическую схему оползневого цирка. Научная новизна работы. В результате проведенных исследований:
-
Подтверждена идея многостадийности развития оползневых цирков на основе определения возраста криогенных оползней скольжения методом радиоуглеродного датирования погребенной дернины.
-
Выявлено, что факторами, определяющими различия в скоростях отступания бровки термоцирка, являются морфология залежи льда, соотношение в разрезе мощностей залежи и вмещающих пород, а также количество минеральных включений во льду.
-
Установлен механизм формирования термоцирков и термотеррас на побережьях в зависимости от условий вскрытия пластового льда, соответственно, термоденудационными процессами на склонах, без непосредственного влияния моря, или в результате термоабразионного отступания берега в стенке берегового уступа.
-
Установлен существенный вклад термоцирков в разрушение морских берегов на участках с вскрытием залежей пластовых льдов. На основании стационарных наблюдений и использования дистанционных методов доказано, что удельное поступление материала из устьев термоцирков может в 5-6 раз превышать объем материала, образующегося при термоабразионном разрушении берегов.
Практическое значение работы. Исследование морфолитогенеза равнин Севера России имеет большую значимость в связи с интенсивным хозяйственным освоением этих территорий. Одним из главных факторов, осложняющих освоение тундровых равнин, является наличие близко залегающих подземных льдов различной мощности и значительное распространение и разнообразие криогенных процессов, резко активизирующихся после нарушения поверхности (Вечная мерзлота и освоение нефтегазоносных районов, 2002).
Работы по изучению темпов отступания берегов Югорского полуострова и сегментации береговой линии проводятся в рамках рабочего проекта ACD (Arctic Coastal Dynamics), направленного на обобщение данных по отступанию Арктических берегов всего северного полушария. Анализ развития криогенных
процессов в переходной зоне суша-море, явились составной частью исследований, выполняемых Институтом криосферы Земли СО РАН по заказам Минпромнауки России в рамках подпрограммы "Исследование природы Мирового океана" федеральной целевой программы "Мировой океан" по теме: "Состав и строение земной коры Мирового океана; прогноз и оценка минеральных ресурсов". Полученные данные могут быть рекомендованы к использованию при разработке прогноза развития оползневой опасности и формирования термоцирков в областях с развитием залежей пластовых льдов в районах освоения Арктических равнин.
Апробация работы. Результаты исследований докладывались на ежегодных международных конференциях, проводимых Научным Советом по криологии Земли РАН в гЛущино в 2000, 2001, 2002 и 2003гг., в г.Тюмени в 2004г.; на конференции молодых ученых ИКЗ СО РАН, посвященной 10-летию института в г.Тюмени в 2001г.; на 4-м собрании рабочей группы по международной программе «Динамика Арктических берегов» в г. Осло в 2002г.; на международной конференции по мерзлотоведению в Цюрихе ICOP-2003, и изложены в 12 публикациях.
Диссертация состоит из четырех глав, введения, заключения, списка литературы и приложения с литологическими разрезами. Общий объем работы 180 страниц. Список литературы включает 211 наименований.
Работа выполнялась под руководством профессора, д.г-м.н. Е.С.Мельникова (ИКЗ СО РАН), которому автор выражает свою глубокую благодарность за помощь в написании работы. Автор очень признателен к.г-м.н. М.О.Лейбман (ИКЗ СО РАН) за научные консультации, постоянную поддержку при работе над диссертацией, организацию полевых работ, и предоставленные материалы. Автор благодарен д.г-м.н. А. А.Васильеву (ИКЗ СО РАН) за советы при проведении полевых исследований и ценные замечания по сути работы, д.г-м.н. С.М.Фотиеву (НСКЗ) за сделанные замечания и пожелания, улучшившие диссертацию. Ряд ключевых положений работы обсуждался с д.г.н. К.С.Воскресенским и к.г.н. Ф.А.Романенко, которым автор чрезвычайно признателен за научные консультации и советы. Автор искренне благодарит сотрудников Лаборатории геохимии изотопов и геохронологии ГИН РАН Л.Д.Сулержицкого и к.г.н. Н.Е.Зарецкую за радиоуглеродное датирование образцов. Автор благодарен сотруднику ВНИИОквангеология к.г-м.н. Ю.Г.Фирсову за предоставленные материалы топографических съемок. За предоставленные космосннмки и помощь в их обработке
7 автор благодарит ИТЦ СканЭкс и персонально М.В.Зимина. Автор благодарит за поддержку и понимание Т.К.Демину и И.С.Кизякова. Отдельное спасибо всем сотрудникам Института криосферы Земли СО РАН, МГУ и ВНИИОкеангеология за поддержку при проведении работ, а также всем участникам экспедиций за помощь в проведении полевых исследований.
Криогенные оползни
По условиям образования можно выделить два типа криогенных оползней (рис. 1.3). Эти разновидности отличаются механизмом потери устойчивости и типом проявления (French, 1976; Lewkowicz, 1990; Leibman, 1995; Лейбман, 1997). Первый тип представляет собой течение отложений по поверхности подземного льда. Второй тип - криогенные оползни, представляющие собой смещение оттаявшего слоя и дернины на склоне по поверхности многолетнемерзлых пород. Во втором типе вьщеляются две разновидности оползней. Это криогенные оползни скольжения, выделенные Т.Н.Каплиной (1965), в которых происходит блоковое смещение сезонно-талого слоя, и криогенные оползни-потоки, которые Т.Н.Каплина назьюает быстрой солифлюкцией. Последние происходят, если склон сложен с поверхности супесчаными отложениями, теряющими прочность и сползающими не жестким блоком, а текучей массой с плавающими в ней кусками дернины. Для оползней-потоков употребляют также термин сплывы, хотя зачастую этот термин используется для описания криогенных оползней скольжения. И.К.Чаус (1995) выделяет четыре типа сплывов, различающихся по активности протекающих процессов, форме и площади, к которым относит и оползни-потоки по подземному льду, и криогенные оползни скольжения.
В.Ф. Болиховский и В.В.Кюнтцель (1990) считают, что оползневые процессы происходят не только в сезонно-талом слое, но и в толщах многолетнемерзлых пород. Они выделяют два типа оползней - скольжения и течения, каждые из которых разделяется на два класса в зависимости от того, вовлекаются в движение многолетнемерзлые или оттаявшие породы. Ниже рассмотрим оползни по подземным льдам и криогенные оползни, представляющие смещение отложений по границе талое-мерзлое.
К выходам к основанию сезонноталого слоя пластовых льдов приурочены отступающие оползни-потоки или, так называемые, оползни по пластовому льду («ground-ice slumps» или «retrogressive thaw slumps») (Lewkowicz, 1986, 1987, 1988; Лейбман и др., 1997). Они представляют собой движение пород текучей консистенции по более крутой части склона и замедление течения с формированием "языков" при выходе на более пологие поверхности. Ряд исследователей относят это движение разжиженных грунтовых масс, образующихся при протаивании кровли пластовых льдов или высокольдистых многолетнемерзлых пород, не к оползням, а к быстрой солифлюкции (Каплина, 1965; Жигарев, 1978). Подобные оползни зарождаются, когда на склоне обнажается залежь пластового льда в результате действия процессов термоденудации, например интенсивного отступания склона при подрезании его термоабразией. Или в случае, когда кровля льда начинает затрагиваться сезонным оттаиванием, что может происходить в результате локального или глобального увеличения глубины сезонного оттаивания или уменьшения глубины залегания льда под действием термоэрозии, плоскостного смыва и других процессов денудации. Оттаивающий пластовый лед увлажняет перекрывающие его отложения, что, в конечном счете, приводит к их сползанию по склону в виде потоков. А.Г.Левкович (Lewkowicz, 1986) выделяет в образовании криогенных оползней по пластовому льду четыре процесса: 1) таяние поверхности льда (или высоко льдистой толщи), 2) обрушение талой толщи, залегающей надо льдом, 3) сползание обрушенного материала с поверхности ледяного тела, 4) течение разжиженного грунта в подножии склона.
Отложения оползней-потоков по пластовому льду представляют собой переслаивание глинистых и песчаных прослоев. Такое строение характеризует несколько стадий активизации процесса. В периоды активного оттаивания пластового льда накапливаются преимущественно глинистые отложения - материал собственно оползня. В периоды стабилизации в результате действия эолового, делювиального и осыпного процессов накапливаются песчаные осадки (Лейбман и др., 20006).
На Центральном Ямале, где пластовые льды залегают близко к поверхности, широко развиты оползни этого типа (Ананьева, 1984а,б; Крицук, Коростелев, 1984; Барановский, Григорьев, 1988; Лейбман и др., 1997). Стенка отрыва таких оползней постепенно отступает вслед за оттаивающим льдом, обнажающимся в поверхности скольжения.
Криогенные оползни, в которых происходит скольжение пород сезонно-талого слоя по кровле мерзлоты, существенно отличаются механизмом своего образования от отступающих оползней-потоков по подземному льду. Среди криогенных оползней можно выделить две разновидности по типу движения в зависимости от литологии слагающих пород. Оползень может двигаться: 1) по типу течения вязкой жидкости и 2) по типу движения вязко-пластической среды (Познанин, Баранов, 1999). В первом случае образуется течение разжиженной массы грунта с "плывущей" на поверхности дерниной -оползень-поток. Л.А.Жигарев (1978) называет этот процесс сплывом. В плане сплыв имеет гантелеобразную форму. Верхнее по склону расширение соответствует области оттока отложений, а нижнее - области их накопления или растекания по поверхности склона. Сужение в средней части представляет собой участок транзита отложений. Во втором случае происходит скольжение монолитных блоков - образование криогенных оползней скольжения.
Криогенные оползни скольжения являются широко распространенным процессом в области развития многолетнемерзлых пород (Каплина, 1965; Коростелев, Лободенко, 1988; Лободенко, Сурмач, 1991; Маслов, 1991; Романенко, 1992, 1997; Лейбман, 1997). Они представляют собой смещение блоков оттаявшего грунта и дернины на склоне по мерзлому основанию без видимого разрушения структуры. Большинство криогенных оползней скольжения имеет четко выраженные бровку отрыва, поверхность скольжения (участок, с которой был смещен блок грунта) и само тело оползня в зоне накопления. Оползневой блок может быть единым телом или разбит на несколько частей. Тело оползня может быть смято в гармошку без нарушения дернины. Это происходит, если часть тела оползня сложена глинистыми породами (Лейбман, 1997). Участок транзита представляет собой, как правило, лоткообразное понижение, сложенное глиной или тяжелым суглинком. Если оползень "свежий", то поверхность скольжения не покрыта растительностью, разбита трещинами усыхания и расчленена эрозионными бороздами. В зимний период на поверхности скольжения накапливается больше снега, чем на незатронутых склонах, что вызывает больший объем поверхностного смыва и, в сочетании с отсутствием растительности, увеличивает возможность развития эрозии (Kokelj, Lewkowicz, 1998).
Главными факторами развития оползней являются температурный режим и осадки теплого периода года и криогенное строение сезонно-талого слоя. Криогенное строение сезонно-талого слоя определяет темп оттаивания в разное время и на разной глубине. Льдистость определяет запас воды в склоновом чехле. При определенном сочетании этих факторов скорость оттаивания может превышать фильтрационную способность пород и обеспечить повышенное поровое давление в сезонно-талом слое, приводящее к скольжению этого слоя (Leibman et al., 1993; Лейбман, 1997; Егоров, Лейбман, 1997; Гречищев, 2002).
Геолого-геокриологические условия
Находящийся в центре полуострова хребет Пай-Хой постепенно снижается к Карскому и Баренцеву морям террасовидными уступами, переходя в плоские, иногда волнистые равнины, сложенные ледниковыми и морскими четвертичными отложениями (Войлошников, Войлошникова, 1968; Конищев, Тумель, 1989). Исследования проводились на 44,5-км участке побережья к востоку от поселка Амдерма (рис.3.2).
Из-за различия в геологическом строении побережья изучаемый участок делится на две части. В западной части района от поселка Амдерма до устья реки Первая Песчаная в береговом уступе вскрываются породы кристаллического фундамента, перекрытые чехлом рыхлых отложений. В районе устья реки Первая Песчаная на протяжении 5 км кровля коренных пород опускается ниже уровня моря и вновь появляются выше уреза у мыса Нгарка-Пэсаля. Таким образом, коренные породы за исключением устья реки Первая Песчаная обнажаются в береговом обрыве на протяжении 15,2-км участка восточнее поселка Амдерма.
Восточнее этого отрезка море подрезает грядово-холмистую равнину, сложенную многолетнемерзлыми четвертичными отложениями. В целом, для береговых уступов этой части Югорского полуострова характерно двучленное строение - мощная (10-15 м) песчаная толща с редкими небольшими торфяными линзами подстилается плотными суглинками, содержащими гальку и валуны с включениями раковин и линзами конгломератов и прослоями углей (Природные условия Байдарацкой губы, 1997).
В ходе подробного изучения береговых обнажений на 25-км участке Югорского полуострова в районе устья реки Хубтьяха группой из Гетеборгского Университета под руководством В.Н.Гатауллина, С.Формана и Х.Локранц были выделены несколько литостратиграфических комплексов (Forman et al., 1999; Manley et al., 2001; Lokrantz et al., 2003):
1. В основании береговых разрезов залегает, так называемый, диамиктон - толща черных глин с раковинами моллюсков и включением песчаных линз и отдельных валунов и гальки (рис.3.3). Видимая мощность диамиктона в некоторых обнажениях превышает 20 м, нижняя граница уходит ниже уровня моря. Накопление этой толщи происходило в мелководных морских условиях более 50000 лет назад.
2. Выше находится комплекс, сложенный фациально сменяющимися вверх по разрезу перекрестно-слоистыми песками с гравием, параллельно слоистым алевритом и ритмичным переслаиванием алеврита и глины. В обнажениях мощность комплекса не превышает 5 м. Толща, возраст которой превышает 50000 лет, отлагалась в субаквальных условиях с участием потоков или течений.
3. Отложения следующего литологического комплекса представлены двумя литофациальными ассоциациями. В первой, лайдовой, ассоциации наблюдается переслаивание алеврита, глины, тонкозернистого песка и горизонтов торфа общей мощностью до 20-25 м. Вторая ассоциация представлена перекрестно-слоистьми песками, горизонтально-слоистыми песками и тонкозернистыми песками и алевритом с волнистой слоистостью. Эти отложения мощностью до 25 м накопились в проточных дельтовых условиях. Датировки, полученные для этого комплекса, превышают 40000 лет.
4. В некоторых береговых обнажениях отложения двух последних описанных ассоциаций разделены толщей диамиктона. Отложения этого комплекса представлены массивным песчано-глинистым породами с включением песчаных тел и раковин моллюсков, мощностью до 8 м. Происхождение этой толщи вызывает дискуссии. Ряд исследователей относит их к морене (Manley et al., 2001). На отдельных участках обнажений комплексы отложений 3 и 4 имеют следы деформаций. Наблюдаются следы горизонтальных деформаций, широко развиты складки, сбросы и надвиги в глинистых и песчаных отложениях (Lokrantz et al., 2003).
5. В некоторых береговых термоцирках ниже толщи диамиктона вскрываются залежи пластового льда. Мощность ледяных тел составляет 4-12м. Встречаются разрезы с двумя ярусами пластовых льдов. Нет единого взгляда на генезис этих залежей льда, которые одни исследователи считают погребенным ледниковым льдом (Manley et al., 2001). Другая точка зрения состоит в том, что пласты льда имеют инъекционное или сегрегационное происхождение и сформировались из грунтовых вод (Leibman et al., 2003а).
6. В верхней части разрезов залегает комплекс аллювиальных, эоловых отложений. В строении комплекса принимают участие горизонты слоистых песков, переслаивающихся суглинков с алевритом и прослоями торфа общей мощностью до 11 м. Возраст отложений составляет 12800-800 лет (Manley et al., 2001).
Рассмотрим строение поверхностных отложений ключевого участка, на котором проводилось изучение процессов термоденудации в условиях вскрытия залежи пластового льда. Ключевой участок в урочище Шпиндлер находится в центральной части Югорского полуострова западнее устья реки Хубтьяха. В районе устья на протяжении 200 м береговые уступы террасовидной поверхности с высотами 8-12 м сложены суглинками. К западу высота береговых уступов возрастает до 15-25 м, в верхней части появляется увеличивающая свою мощность толща песков, перекрывающих суглинки. Далее на протяжении 1 км береговых обнажений, кровля суглинков уходит ниже уреза моря и весь береговой уступ высотой 15-20 м и крутизной до 40 сложен слоистой песчаной толщей. В урочище Шпиндлер в районе изучаемых термоцирков, в 1,5 км от устья реки Хубтьяха и западнее их, береговые уступы высотой от 12 до 25 метров сложены слоистой суглинистой толщей мощностью 6-15, перекрытой косослоистыми песками мощностью до 6-12 метров. На некоторых отрезках берега кровля суглинистой толщи опускается ниже уровня моря и в береговых уступах вскрывается только песчаный комплекс.
В обнажении тыловой стенки одного из термоцирков урочища Шпиндлер вскрывается сложнопостроенная толща, включающая две залежи пластового льда (рис.3.4). Впервые этот разрез в 1984-1985 гг. изучали Ю.И.Гольдфарб и А.Б.Ежова (1990). Это обнажение представляет собой разрез террасовидной поверхности с высотой над уровнем моря 35-45 м (Лейбман и др., 2000а). Высота бровки термоцирка над уровнем моря 45м, соответственно, такую же высоту имеет и стенка с обнажающимся льдом, ширина обнажения 170м. В верхней части разреза вскрывается тонкий (до 1 м) плащ перевеянных эоловых песков. Ниже залегают слоистые пески и суглинки с прослоями торфа (до 1,5-2 м). Далее следует слой косослоистых песков с галькой мощностью от 3 до 8 м. Пески, скорее всего, аллювиальные или дельтовые. В этом слое находятся ледяные жилы мощностью от 2 до 6м. Ширина их в верхней части составляет от 1 до 2 м. В 2003 году в обнажении вскрывались четыре жилы. Под песками находится слой черной глины диамиктон (морена) по (Manley et al., 2001) - с включениями перетертых морских раковин; мощность слоя 2,5-5м.
Под слоем глины обнажается верхний пласт льда мощностью 7-12м. Можно выделить 3 основных вида льда: 1) прозрачный, стекловидный, плотный (без пузырьков и каналов), без включений, крупнокристаллический (иногда до десятков см); 2) лед с множеством пузырьков, иногда слоистый по концентрации пузырьков, иногда пузырьки ориентированы в цепочки, кристаллы более мелкие; 3) мутный, грязный лед с включениями кубиков глины, а также примесью песчано-супесчаного материала. Лед бывает полосчатым, причем прозрачные прослои переслаиваются с загрязненными. В ледяной толще чередуются слои и линзы прозрачного, белого и грязного полосчатого льда, некоторые слои выклиниваются, встречаются песчаные прослои. Лед местами сильно деформирован - распространены пологие и крутые складки, встречаются также запрокинутые складки прослоев льда, флюидальные текстуры. Верхняя граница льда ровная, резкая, отсутствуют шлиры льда в перекрывающей глине. На нижнем контакте льда с подстилающими отложениями обнаружены тонкие ледяные жилы, но неясно, прорастают ли они из толщи льда или образовались после накопления толщи льда. На контакте льда и вышележащей глины в восточной части стенки находятся крупные (до 10м в поперечнике) овальные включения закрученного песчаного материала - «рулеты» по терминологии М.А.Великоцкого (1998, 2001). К сожалению, не удалось вскрыть их контакт со льдом и установить, находятся ли эти тела в толще льда или представляют собой оползший блок. Под верхним пластом льда залегают дельтовые субгоризонтально переслаивающиеся суглинки, супеси и прослои торфа общей мощностью 10-12м. В нижней части слоя вскрываются пески с гравием и галькой. Ниже находится нижний пласт льда мощностью порядка 4 м. В основании льда залегает толща отложений, накопившихся в мелководно-морских субаквальных условиях, в нижней части находятся пески с гравием, переходящие выше по разрезу в слоистые пески и алеврит, находящийся в верхней части этой пачки.
Пластовые льды, залегающие в средней и нижней частях разрезов, являются важным элементом геокриологического строения района. На протяжении изучаемого участка побережья протяженностью 44,5 км нами отмечено, по меньшей мере, 15 отрезков с термоцирками, каждый шириной от 0,2 до 1 км. Повторно-жильные льды играют существенно меньшую роль в развитии процессов термоденудации. На Югорском полуострове полигональный рельеф связан с повторно-жильными льдами, развитыми в основном на низких уровнях рельефа.
Югорский полуостров
В ходе полевых сезонов 1999, 2001, 2002 и 2003 годов изучалось геоморфологическое строение побережья Югорского полуострова восточнее поселка Амдерма. Особое внимание было уделено участкам с развитием прибрежных термоцирков, приуроченных к выходам пластовых льдов. Были определены: 1) скорости роста прибрежных термоцирков за длительный (полувековой) период времени; 2) современная межгодовая изменчивость скоростей роста термоцирков, и 3) суточные величины отступания стенок термоцирков (Кизяков, 2005).
Большая часть работ по изучению динамики термоцирков проводилась нами в районе урочища Шпиндлер в 2 км к западу от устья реки Хубтъяха (рис.3.2). В этом районе изучалась группа термоцирков, приуроченных к выходам пластовых льдов в прибрежной зоне. Термоцирки врезаются в террасовидную поверхность с высотами 35-55 м. В 1999 году на базе GPS-съемки бьша составлена предварительная схема этих термоцирков. Выделены три термоцирка, размеры которых достигают 500 м в поперечнике, при глубине 30-40 м.
Динамика развития термоцирков за длительный период выявлена на основании сопоставления полевой топографической съемки ключевого участка, проведенной летом 2001 года сотрудниками ВНИИОкеангеология и результатов дешифрирования аэрофотоснимков 1947 года масштаба 1:60.000 (рис.4.1). Изучаемые термоцирки находятся на разных стадиях своего развития. Центральный термоцирк находится сейчас в стадии с максимальной скоростью роста, это связано с тем, что в стенке цирка обнажается пластовый лед. С 1947 по 2001 год стенки термоцирка отступили на 30-56 м (табл.4.1). Средняя скорость роста этого термоцирка за 54-летний период составила 0,6-1 м за год.
Центральный термоцирк имеет размеры 200x300м и глубину порядка 35-40 метров (рис.4.2). В его крутой (до 60-70) тыловой стенке вскрываются две толщи льда на высоте 7-12 и 20-33 м над уровнем моря. В теплое время года происходит интенсивная абляция поверхности льда и отступание стенки. Наибольшее значение имеет прямая солнечная радиация, поэтому таяние льда активизируется в ясную погоду. Так как стенка с обнажающимся льдом имеет северную экспозицию и обращена к Карскому морю, таяние льда резко усиливается вечером, когда во время полярного дня солнце освещает этот склон. В это время интенсивно оттаивают и сползают по поверхности льда залегающие выше мерзлые отложения. Талая вода, сбегающая вниз по склону, вырабатывает на поверхности льда канавки, в которых концентрируется сток воды. В днище термоцирка резко увеличивается водность грязевых потоков, которые превращаются в ручьи и выносят в море глинистый и песчаный материал поступивший со склонов и из включений во льду. В месте впадения потока в море четко прослеживается веер взвеси.
Восточный термоцирк прошел этап интенсивного роста до 1947 года и перешел сейчас в завершающую фазу развития. Его плановые очертания существенно не изменились, бровка термоцирка за 54 года сместилась на 6-25 м. К настоящему времени практически вся залежь пластового льда вытаяла и лед встречается лишь в виде редких небольших фрагментов. Склоны не такие крутые, как в Центральном цирке.
Западный термоцирк в 1999 году также находился в стадии стабилизации. Ведущую роль в моделировке его рельефа играют криогенные склоновые процессы: солифлюкция и криогенные оползни скольжения, широко распространенные на склонах цирка. Осенью 2001 года нами был обнаружен пласт льда мощностью 5-7 м, вскрывшийся в юго-западной части термоцирка. Таким образом, эта форма еще не завершила своего развития. За период 1947 - 2001 гг. отступание бровки термоцирка было, как и в Восточном термоцирке, неравномерно по периметру формы и составило от 5 до 30 м. По-видимому, современная скорость отступания стенки с обнажающимся пластовым льдом будет все же ниже скорости роста Центрального термоцирка. В Западном термоцирке лед обнажается в нижней части тыловой стенки, поэтому вероятно его новое захоронение обрушившимися сверху отложениями.
По материалам, предоставленным Ю.Г.Фирсовым, построена топографическая карта изучаемого участка (рис.3.6). В ходе обработки полевых материалов получена цифровая модель рельефа (рис.4.3), позволившая вычислить объем Центрального термоцирка по состоянию на 2001 год, а также на основании анализа аэрофотоснимков была реконструирована морфология и рассчитан предполагаемый объем термоцирка по состоянию на 1947 год. На основании этих данных, были проведены расчеты объема материала, вынесенного из термоцирка, и проведено его сравнение с объемом поступления материала в береговую зону при термоабразионном разрушении берега.
Проведены расчеты выноса материала из наиболее активно развивающегося в рассматриваемый период Центрального термоцирка. Средняя скорость отступания стенки термоцирка с 1947 по 2001гг., определенная на основе анализа аэрофотоснимков составляет 0,6-1 м в год, средняя скорость отступания берегового откоса 1,3-1,6 м в год (табл.4.2). Проведены расчеты выноса различных литологических разностей, для этого были оценены их пропорции в разрезе. Как видно из таблицы 4.3, пласты льда занимают треть геологического разреза, вскрывающегося в стенке задней термоцирка.
Пласты льда содержат сравнительно малое количество включений твердого материала и, таким образом, при вытаивании поставляют только воду с растворенными солями и органикой. Объем вынесенного твердого материала за прошедшие 54 года составил порядка 145000 м3. Подобные расчеты проведены и для береговых уступов без участия пластовых льдов. Результаты расчетов для рассматриваемого термоцирка и для погонного км берегового уступа без участия термоцирков приведены в таблице 4.4.
На основании средних скоростей отступания бровки, определенных за период 1947-2001 гг., из термоцирка с протяженностью стенки с вскрывающимся пластом льда в 260 м, через устье шириной 10 м по расчетам ежегодно выносилось в среднем около 1780 м3/год обломочного материала, без учета объема вытаявшего льда. Этот объем в 5-6 раз превышает поступление с участка термоабразионного берега той же протяженности. Для 1 погонного километра берега высотой 20 м, без развития термоцирков, расчетный объем выноса материала составил порядка 30000 м3/год (300 м3/год с Юм береговой линии).
Следующей задачей было выявить современную межгодовую динамику роста термоцирков. Годовые скорости роста были определены на основании наблюдений на полигонах, установленных вдоль бровок двух термоцирков - Центрального термоцирка урочища Шпиндлер и одного из термоцирков в районе устья реки Первая Песчаная. Сеть реперов для инструментального наблюдения за отступанием бровки Центрального термоцирка была установлена нами в 2001 году. В 2002 году эта сеть была сгущена и измерен прирост цирка за прошедший год (рис.4.4). Отступание бровки было неравномерно по всей длине и составило от 30 см до 335 см. Среднее отступание бровки длиной 256 м составило 1,6 м.
Отступание бровки термоцирка, измеренное через год, в конце августа 2003 года было более равномерным по периметру обрыва (рис.4.4). Максимальное отступание составило 5,8 м, минимальное - 2,3 м, среднее по бровке термоцирка - 4,2 м (табл.4.5). По всей видимости, такой интенсивный рост термоцирка можно связать с метеорологическими факторами - лето 2003 года на Югорском полуострове было очень жаркое, с большим количеством солнечных дней, что особенно важно в условиях полярного дня. По данным метеостанции поселка Амдерма, сумма положительных температур воздуха за период, прошедший между наблюдениями составила 755,2 С, что почти вдвое больше, чем за период предыдущих измерений 2001-2002 гг. Летом 2003 года дожди и пасмурная погода бьши чрезвычайно редки. Этот мощный заряд тепла вызвал резкую активизацию процессов термоденудации и термоабразии, что отмечалось нами на протяжении всего 44,5-км изучаемого участка прибрежной полосы.
Полученные результаты инструментального измерения положения бровки термоцирка в 2001 и 2002гг. позволили вычислить объем вынесенного материала за год (табл.4.6) - в первый год наблюдений 8900 м без учета льда, во второй год - в 2,5 раза больше - 23000 м3 без учета льда.
Еще два прибрежных термоцирка, развивающихся по выходам пластовых льдов, изучались в районе устья реки Первая Песчаная в 7 км восточнее поселка Амдерма. Цирки заложились в прибровочной части термокарстового пониженного участка холмисто-увалистой поверхности с высотами 20 —40 м, подрезаемой морем. Восточный термоцирк (рис.4.5) имеет полукруглую форму, ширина его 200-220 м, врез вглубь суши 100-150м. Превышение бровок цирка над днищем от 5 до 12м. Видимая мощность пластового льда 2-6м. Над пластом льда залегает слой черной глины мощностью 1-3 м; в восточной части обнажения над глиной залегает песчано-валунная толща с большим количеством гальки и дресвы. Ближе к центру обнажения валуны и галька исчезают, остается постепенно сокращающийся слой супеси и суглинка. Большое количество валунов, вытаявших из вышележащих отложений, лежит на выполаживающейся в нижней части поверхности льда. Выше песчано-валунного горизонта залегает коричневая суглинистая толща с многочисленными торфяными прослоями. Этот горизонт суглинка прослеживается в верхней части вдоль всего обнажения. В западной части обнажения в общей субгоризонтальной слоистости льда наблюдаются s-образные складки и наклонная поверхность смещения. Надо льдом залегает черная глина, перекрытая коричневым суглинком. Активизация этого цирка произошла в 2000 году, когда вскрылся пласт льда.
Югорский полуостров
На побережье Югорского полуострова проводилось изучение геоморфологического строения территории и динамики береговой линии. С целью полевого геоморфологического картографирования рельефа прибрежной зоны и типизации берегов в 2003 году проведены маршруты охватывающие 44,5 км участк побережья от урочища Шпиндлер до поселка Амдерма. Данные работы явились продолжением исследований, проводимых на этом участке с 1999 года. Как указывалось в главе, посвященной рассмотрению рельефа и геологических особенностей данного района, из-за различия в геологическом строении побережья изучаемый участок делится на две части. В западной части выше уровня моря появляются кристаллические породы, перекрытые чехлом рыхлых отложений. Во второй, восточной, части района море подрезает грядово-холмистую равнину, сложенную многолетнемерзлыми четвертичными отложениями. Нами анализировались скорости отступания этих берегов, сложенных песчано-глинистыми отложениями и достаточно интенсивно разрушающимися вследствие термоабразии. Оценок скоростей отступания скальных берегов западной части района не проводилось, но, скорее всего, они значительно ниже.
Основываясь на типизации берегов, предложенной В.А.Совершаевым (1992), мы выделили три типа отступающих берегов, сложенных мерзлыми четвертичными отложениями в зависимости от соотношения скоростей термоабразии и термоденудации: абразионные (термоабразионные), абразионно-термоденудационные и термоденудационные. Эти три типа характеризуют различные механизмы разрушения берегов, однако разделение это весьма условно и сделано с целью более подробного картографирования береговой линии исследуемого района. Для термоабразионного берега характерны явно выраженные формы рельефа, связанные с непосредственным воздействием волн: наблюдаются следы подрезания берегового откоса, вырабатываются волноприбойные ниши. Эти участки берега подвергаются воздействию волн только во время нагонов и осенних штормов. В случае, когда волны не вырабатывают ниши и не являются ведущим агентом разрушения берега, заметную роль может играть смещение отложений вниз по склону в результате развития термоденудационных процессов на береговом уступе. Такие берега относятся к абразионно-термо денудационным. Термоденудационные берега развиваются, в основном, за счет термоденудационных процессов на склонах. Волнение подрезает лишь обрушившийся на пляж материал, непосредственного воздействия на коренной береговой уступ волны не оказывают.
В верхней части крутых (до 80) уступов термоабразионных и абразионно-термоденудационных берегов развивается комплекс склоновых процессов - осыпания, обваливания и делювиального смыва. Мерзлые породы, обнажающиеся в береговом уступе, протаивают и, теряя связь с нижележащей толщей, смещаются вниз под действием силы тяжести.
Термоденудационные береговые уступы, сложенные толщей суглинков, представлены склонами крутизной 20-30. Незадернованные склоны спускаются к пляжу, на котором накапливаются продукты оползания и обрушения. Скорость отступания бровки этих склонов выше скорости отступания нижней части склонов за счет термоабразии. Такие уступы свидетельствуют об участках некоторой стабилизации положения береговой линии. Термоденудационные береговые уступы зачастую примыкают к устьям крупных оврагов, термоцирков и рек и имеют небольшую протяженность.
Особый тип разрушения берегов развивается на участках с выходами пластовых льдов, к которым приурочены прибрежные термоцирки и термотеррасы. Механизм их развития представлен на рисунке 4.28. Термотеррасы, формирующиеся в случае вскрытия залежи пластового льда в стенке отступающего параллельно самому себе берегового уступа, относятся к берегам термоденудационного типа. В развитии этих форм ведущая роль принадлежит комплексу термоденудационных процессов, развивающихся на береговом уступе и связанных с вытаиванием льда. Скорость термоабразионного отступания береговой линии меньше скорости отступания стенки с вскрывающимся пластом льда. За счет разницы этих скоростей формируется площадка термотеррасы. Оттаявшие и достаточно увлажненные отложения берегового уступа сползают одномоментно единым блоком.
Такое сползание было зафиксировано нами на береговом уступе высотой 18-20 м, когда в течение нескольких секунд произошел отрыв и скольжение глинистого материала из средней части склона. Оползневое тело, перекрывшее целиком пляж, имело размеры 25x25 м и мощность около 1,5 м (рис.4.29).
Термоцирки, открывающиеся к морю узкими оврагами, формируются в случае вскрытия кровли залежи пластовых льдов термоденудационными процессами в глубине суши. На изучаемом побережье нами отмечено, по меньшей мере, 15 активных термоцирков. Стенки термоцирков отступают вглубь суши, так как вытаивание льда ведет за собой обрушение и оползание залегающих над ним толщ. Грязевыми потоками из термоцирков в море выносится песчаный и глинистый материал. Большое количество тонкозернистого материала также выносится из каньонообразных оврагов. Формирующиеся на узком пляже конусы выноса подрезаются во время приливов. Наиболее интенсивно они размываются во время штормовых нагонов.
Материал, поступающий в береговую зону из термоцирков и при отступании берегов, вовлекается во вдольбереговые потоки наносов, направленные в Карском море с запада на восток. Урочище Шпиндлер входит в Вайгачско-Югорский морфодинамический береговой район (Попов Б.А. и др., 1988).
Созданная геоморфологическая карта-схема побережья позволила оценить распространенность берегов разного типа (Kizyakov et al., 2004). Наибольшую протяженность имеют берега абразионно-термоденудационного типа (табл.4.10) - более четверти длины изучаемого участка. Наименьшее распространение у термоденудационных берегов - примерно 6% длины участка - 9,6 км. При этом, на термотеррасы, как активно развивающиеся, так и стабилизировавшиеся, приходится 2,7 км береговой линии, что составляет почти треть протяженности термоденудационных берегов. Суммарная протяженность береговой линии, приходящейся на устья активных термоцирков и береговые уступы с вскрывающимся пластовым льдом, составляет порядка 1,5 км, или около 3% от общей длины изучаемого побережья.
На всем протяжении района изучения наблюдается аккумулятивный тип подводного склона с подводными валами, которые дешифрируются на космоснимках. Береговая зона отмелая (рис.3.8), изобаты протягиваются параллельно береговой линии. Высокая скорость отступания берегов обеспечивает поступление большого количества материала в береговую зону и обусловливает общую выровненность береговой линии.
