Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Принципы и критерии периодизации голоцена 7
1.1. Критерии проведения нижней границы голоцена 7
1.1.1 Определение нижней границы голоцена в морских отложениях 8
1.1.2 Определение нижней границы голоцена в озерных отложениях 11
1.1.3 Определение нижней границы голоцена в гренландских ледниковых кернах 17
1.1.4 Определение нижней границы голоцена в синкриогенных многолетнемерзлых породах 19
1.2. Радиоуглеродное датирование 21
1.3. Периодизация голоцена, понятие о голоценовом оптимуме 27
1.3.1 Периодизация голоцена. Схема Блитта-Сернандера 27
1.3.2 Понятие о голоценовом оптимуме. Критерии его выделения 30
1.3.3 Миграция северной границы леса 40
1.4. Геохронология голоцена 48
Глава 2. Особенности формирования повторно жильных льдов в голоцене 63
2.1. История исследования повторно-жильных льдов 63
2.1.1. Первый этап исследований подземных льдов: 18 - начало 20 в.в. 63
2.1.2. Второй этап исследований повторно-жильного льдообразования: 1920-1982 г.г. 65
2.1.3. Третий этап исследований повторно-жильных льдов: 1982-2002 г.г. 68
2.2. Морозобойное растрескивание и образование повторно-жильных льдов 70
2.2.1 Общие представления и теоретические предпосылки морозобойного растрескивания 70
2.2.2. Натурные наблюдения за морозобойным растрескиванием: температурные и фациальные условия 71
2.2.3. Условия образования ледяных и грунтовых жил в морозобойных трещинах 75
2.3. Фациальные и температурные условия формирования голоценовых и современных сингенетических повторно-жильных льдов 79
2.3.1. Гео- и биохимические характеристики льда жил (и сегрегационных льдов из вмещающих отложений) 81
2.3.2. Температурные условия формирования повторно-жильных льдов 86
2.3.3. Изотопные исследования и палеотемпературные реконструкции 92
2.4. Строение и состав голоценовых и современных повторно жильных льдов в Большеземельской тундре 94
2.5. Строение и состав сингенетических повторно жильных льдов Ямало-Гыданской провинции 107
2.5.1. Полигонально-жильные комплексы у посХарасавэй и в районе фактории Матюй-Сале 110
2.5.2. Щучьинский полигонально-жильный комплекс 113
2.5.3. Сеяхинский полигонально-жильный комплекс 129
2.5.4. Голоценовыйразрез врайоне пос.Бованенково 141
2.5.5. Разрез высокой поймыр.Еркутаяха 142
2.6. Основные закономерности развития повторно-жильных льдов в голоцене 152
2.6.1. Развитие полигонально-жильных массивов в дооптимальное время 152
2.6.2.Развитие полигонально-жильных массивов в оптимум голоцена 153
2.6.3. Развитие полигонально-жильных массивов в послеоптимальное время 162
Глава 3. Особенности формирования бугров пучения в голоцене 174
3.1. История исследования бугров пучения 174
3.2. Понятие о миграционных буграх пучения 182
3.3. Процесс пучения и образования бугров: температурные и фациальные условия 185
3.4. Бугры пучения на территории Болыпеземельской тундры 193
3.4.1. Распространение 193
3.4.2. Строение разреза, льдистостъ и температурный режим грунтов 197
3.4.3. Возраст бугров пучения и динамика их развития в голоцене 210
3.5. Бугры пучения на севере Западной Сибири 225
3.5.1. Распространение 225
3.5.2. Строение разреза, льдистостъ и температурный резким грунтов 226
3.5.3. Возраст бугров пучения и динамика их развития в голоцене 236
3.6. Голоценовая динамика бугров пучения 245
Заключение 251
Литература 253
- Радиоуглеродное датирование
- Натурные наблюдения за морозобойным растрескиванием: температурные и фациальные условия
- Развитие полигонально-жильных массивов в послеоптимальное время
- Голоценовая динамика бугров пучения
Радиоуглеродное датирование
Как показано выше, для определения нижней границы голоцена были датированы органические остатки, раковины моллюсков, известковые озерные отложения. Однако в каждом случае существуют некоторые трудности, связанные с надежностью датирования.
Одна из проблем датирования связана с изменением концентрации атмосферного радиоуглерода на границе позднего плейстоцена и голоцена, что выражается в существовании так называемых " С плато", вследствие чего полученные 14С даты могут отклоняться от астрономических лет, что связано с изменением концентрации атмосферного радиуглерода между 13000 и 9000 (Lowe, Walker, 2000). С этой проблемой сталкиваются многие исследователи, проводившие датирование границы плейстоцена и голоцена (Bjork et al, 1987; Dansgaard et al., 1989; Lotter, 1991). Сопоставление шкалы, построенной на основании радиоуглеродных датировок, с хронологией по ленточным глинам или по ледниковым кернам, показывает, что расхождение возраста границы плейстоцена и голоцена составляет от 500 до 1300 лет. По мнению А.Лоттера, для получения надежного возраста границы позднего плейстоцена и голоцена, радиоуглеродное датирование должно сопровождаться другими методами датирования, такими как дендрохронология или хронология по ленточным глинам.
Другая проблема связана с переотложением органики и загрязнением ее более древним (или более молодым) радиоуглеродом. Как правило, материалом для датирования является погребенная древесина, листья и семена, морские макро- (например, двустворчатые) и микроостатки (например, фораминиферы), ископаемые кости и органические остатки (например, гиттия, торф), микровключения органики в ледяных жилах. Каждый из этих видов органики в большей или меньшей степени подвергался физическим процессам (включающим повторное погребение или переотложение) и/или химическим изменениям. Более молодые датировки могут быть получены даже по автохтонному торфу из-за проникающих в торф современых корней. Автохтонные морские раковины и сапропели могут всегда оказаться гораздо старше из-за более древнего возраста воды в бассейне аккумуляции (что может быть результатом растворения древних карбонатов). И.Олссон пришла к выводу, что при датировании озерных (и часто болотных) отложений наиболее надежными являются фракции, растворимые в NaOH (Olsson, 1982).
При датировании озерных отложений надо учитывать, что они, как правило, состоят из гетерогенной смеси обломочных частиц и органических остатков. Последние являются продуктами жизнедеятельности биоты, населяющей водоемы, или растительности, произрастающей вокруг бассейна. Таким образом, образцы озерных отложений (гиттии) состоят из различных компонентов, которые, если датировать их по отдельным компонентам, почти наверняка дадут разный возраст. Следовательно, 14С даты по большинству органических осадков показывают некоторый осредненый возраст (Lowe, Walker, 2000). Кроме того, подводные фотосинтезирующие растения извлекают углерод из озерной воды и тем самым понижают уровень содержания 14С в органических озерных отложениях, в исключительных случаях прибавляя до 1200 лет к истинному возрасту озерного материала. Часто 14С даты по органическим детритовым озерным осадкам на границе перехода от плейстоцена к голоцену характеризуются "эффектом удревления", что является результатом активного привноса в озерные бассейны почв и ледникового мелкозема талыми водами.
Для определения возраста объектов криолитосферы наиболее эффективным является радиоуглеродное датирование вмещающих отложений, содержащих органику, а также прямое датирование подземных льдов. В криолитосфере законсервировано огромное количество углеродсодержащей органики, значительная часть которой синхронна непосредственно вмещающим ее грунтам. Вместе с тем органический материал может переотлагаться, а, учитывая оптимальные условия для длительной консервации при низкой температуре в криолитозоне, вероятность встретить переотложенную органику возрастает (Васильчук, 1992). Возрастные инверсии возникают даже при датировании торфяников, формировавшихся в условиях мелких болот. Примером может служить Сеяхинский голоценовый торфяник на Ямале (детально он будет рассмотрен в главе II), торфяники на севере Гыданского п-ова. Возникновение инверсий, возможно, связано с размывом прибрежных отложений или более древних торфяников и переотложением в краевых частях водоемов. Однако, как правило, возрастные инверсии в верховых или переходных торфяниках (включая разрезы бугров пучения) либо незначительные, либо вообще отсутствуют. Так, безинверсионные ряды датировок были получены Т.Н.Каплиной и А.В.Ложкиным (1982) по голоценовым разрезам в арктической и типичной тундры, лесотундры и северной тайги (рис. 1.8), Ю.К.Васильчуком и О.В.Лахтиной (1986) по разрезам бугров пучения на севере Западной Сибири, Ю.К.Васильчуком с соавторами (2002) по буграм в долине р.Уса.
На основании опыта проведенных исследований и обобщения материалов других исследователей Ю.К.Васильчук сформулировал несколько положений, которые могут способствовать повышению объективности интерпретации данных геохронологического датирования толщ синкриогенной формации по радиоуглероду: 1) датировки можно считать надежными, если получена серия не менее четырех дат по 14С без инверсий; 2) предельным возрастом датирования по рассеянному органическому материалу, позволяющим избежать серьезных ошибок вследствие загрязнения молодым радиоуглеродом (в том числе и бактериальное заражение), в настоящее время следует считать 37-40 тыс. лет; 3) следует особенно тщательно отбирать материал для датирования.
Оценивая органический материал по степени кондиционности и меру его автохтонности в разрезах, можно выделить группы по мере убывания надежности: а) кости с тканями млекопитающих, скопление свежих веточек и корней, угольки, образовавшиеся в результате лесных или тундровых пожаров, автохтонный слабоминерализованный торф, свежая неразложившаяся древесина с корой, скопление костей, сохранивших элементы прижизненного сочленения; б) отдельные кости животных, даже свежего облика, древесина со следами окатывания, минерализованный торф, скопление разнородного детрита, органогенные илы, карбонатные конкреции. Невысокая степень надежности дат по этим материалам определяется как возможностью их неоднократного переотложения, так и возможностью омоложения или, реже, удревления за счет смешивания разновременного материала высокой степени проницаемости в водной среде, или, например, проникновения более молодых фотосинтезирующих водорослей во внешние части древесины и костей, в раковины моллюсков, сильно разложившаяся древесина, сильно рассеянный детрит, окатанные кости, отдельные горизонты ископаемых почв. Эти материалы почти никогда не дают правильных дат и результаты датирования по ним можно в крайнем случае использовать для оценки возрастных пределов ("не древнее" или "не моложе").
Одним из путей повышения достоверности датирования повторно-жильных льдов и бугров пучения является метод ускорительной тандемной масс-спектрометрии (AMS). Принцип этого метода основан на прямом измерении количества радиоуглерода в образце (Васильчук, Котляков, 2000). Наиболее реальным материалом для AMS-датирования являются: микровключения растительного и животного происхождения, встречающиеся в повторно-жильных или иных подземных льдах (например, крылышки жуков, диатомовые водоросли и т.п.); радиоуглерод из углекислого газа и метана, полученного непосредственно изо льда; пыльца и споры, извлеченные непосредственно изо льдов разных типов.
С помощью этого метода (с участием автора) был датирован повторно-жильный лед Щучьинского разреза: полученная датировка 7150 лет подтвердила голоценовый возраст жилы, а также ее сингенетичность вмещающим отложениям.
Данный метод позволяет датировать образцы органики весом менее 1 г, что дает возможность разделять "суммарный образец" органики на отдельные фракции и проводить их датирование. Такое покомпонентное датирование было выполнено Ю.К.Васильчуком с соавторами в 2001 г. для образцов органики из разреза Дуванный Яр, в результате которого возрастной диапазон между разными фракциями одного образца составлял несколько тысяч лет (Vasil chuk et al., 2001). Эти результаты позволили Ю.К.Васильчуку сделать вывод, что наиболее надежными являются самые молодые даты.
В заключении раздела можно сделать вывод, что при радиоуглеродном датировании возраста границы позднего плейстоцена и голоцена возникает ряд проблем, связанных с изменением концентрации атмосферного 14С, переотложением образцов органики, загрязнением более древним или более молодым радиоуглеродом, в результате чего полученные датировки могут отличаться от истинного возраста образцов на несколько сотен и даже тысяч лет.
Наиболее подходящими матералами для датирования являются кости с тканями животных, автохтонный торф, слаборазложившаяся древесина, а одним из наиболее достоверных способов датирования - метод ускорительной тандемной масс-спектрометрии (AMS). При этом, если образец датируется по фракциям, то наиболее надежной является самая молодая датировка. Применение дополнительных методов датирования (таких как дендрохронология или хронология по ленточным глинам) помогают скорректировать радиоуглеродный масштаб и более достоверно оценить возраст искомой границы.
Натурные наблюдения за морозобойным растрескиванием: температурные и фациальные условия
Одни из первых наблюдений за растрескиванием показали, что в большинстве случаев растрескивание происходит в результате резкого понижения температуры воздуха, ширина образующихся трещин не превышает нескольких сантиметров, а глубина - 3 м. Еще в начале XX в. в Исландии проводились наблюдения за морозобойным растрескиванием, которое происходило вслед за минимумом температуры воздуха порядка -10С.
Исследования времени и интенсивности морозобойного растрескивания в пределах в полигонально-жильного массива в районе пос.Усть-Порт, проведенные Е.Е.Подборным (1978), показали, что процесс образования трещин начинается в середине декабря, то есть примерно через 2-3 недели после полного промерзания сезонно-талого слоя, а заканчивается в середине - конце марта, после значительного повышения температуры приповерхностного горизонта полигонального массива. При этом интенсивность растрескивания (т.е. число трещин, образующихся в единицу времени) зависит от двух показателей - степени понижения температуры и интервала времени, в течение которого температура воздуха находится ниже критического уровня, под которым понимается средняя температура в период растрескивания. Совместное действие этих факторов определяется таким суммарным параметром, как площадь выброса температур воздуха ниже среднемесячного значения. Между интенсивностью морозобойного растрескивания и площадью выброса существует зависимость, которая выражается в приблизительном виде: I = ClgSB, где I - интенсивность растрескивания (1/сут), SB - площадь выброса, С - константа, зависящая от конкретных условий окружающей среды.
Физическая сущность этой зависимости состоит в том, что во время выбросов температуры воздуха ниже среднего происходит тепловой удар, т.е. резкое изменение температуры (в данном случае охлаждение) мерзлого массива в пределах некоторого приповерхностного слоя, в котором возникают деформации сжатия, максимальные напряжения. Расчет мощности пограничного слоя, выполненный Е.Е.Подборным, показал, что ее значения отличаются для грунтов разного состава. Например, в торфе, суглинке и тонкозернистом песке, по мере увеличения влажности и продолжительности тепловых ударов, мощность пограничного слоя увеличивается, соответственно от 0,24 до 0,87 м, от 0,28 до 0,93 м и от 0,3 до 1,16 м. В снеге мощность пограничного слоя возрастает в зависимости от его плотности и продолжительности тепловых ударов от 0,19 до 0,67 м. Таким образом, зарождение трещин в мерзлом массиве, по мнению Е.Е.Подборного, может происходить только самом верхнем слое, мощность которого с учетом изолирующего действия снежного покрова не более 1 м.
Ряд работ посвящен исследованию морозобойного растрескивания на Чукотке. В.Н.Уваров и Н.Г.Миронов проводили наблюдения за морозобойным растрескиванием в Анадырском районе в пределах полигонального торфяника с эпигенетическими жильными льдами (результаты опубликованы ими совместно с Н.В.Тумель). На одной из экспериментальных площадок была обнаружена необычная ситуация, когда морозобойное растрескивание происходило на фоне высоких отрицательных температур от -5 до -8,5С, что выше средней за период растрескивания (-9,5). Трещины здесь возникли даже при своеобразном выбросе температуры на поверхности в сторону более высокой по сравнению со средней за период температуры, что противоречит данным, полученным Е.Е.Подборным. На другой площадке растрескивание происходило в условиях, соответствующих классическим представлениям о морозобойном растрескивании, т.е. при выбросе температуры в сторону более низких значений (Тумель и др., 1981).
Проведенные С.Е.Гречищевым с коллегами (1980) натурные наблюдения за растрескиванием как на естественных полигонах, так и в искусственных траншеях, имитирующих трещины, показали, что: 1) примерно в одинаковых температурных условиях величины температурных деформаций (увеличение ширины трещины) зависят от литологического состава грунтов и составляют от нескольких миллиметров в песках до нескольких сантиметров в глинистых грунтах и торфе; 2) максимальные температурные деформации и напряжения наблюдались вблизи поверхности грунта и совпадали с минимальными температурами поверхности массива, вглубь массива температурные деформации и напряжения убывают; 3) при установившемся снежном покрове в условиях современного климата температурные деформации и напряжения в мерзлых грунтах определяются сочетанием длиннопериодных колебаний температуры (с периодом, равным длине зимы) и короткопериодных колебаний (6-8 суток).
Стационарные наблюдения за морозобойным растрескиванием в Анадырском районе, выполненные Ш.Ш.Гасановым (1981), показали, что образование морозобойных трещин контролируется главным образом распределением температур сезонно-талого слоя и термоградиентными напряжениями в этом слое, при этом сеть морозобойных трещин одной генерации возникает практически одновременно согласно одной величине короткопериодного колебания температуры. На образование трещин на участках с маломощным снежным покровом в результате короткопериодного колебания температуры воздуха (-24 до -43С в течение 18 ч) указывали также Б.И.Втюрин и Е.А.Втюрина (1960), проводившие натурные наблюдения в долине р.Яны. Ш.Ш.Гасанов (1981) показал, что в момент образования трещины до глубины 0,5-0,75 м в породе возникают значительные растягивающие усилия с градиентом температур до 9-10С/м, а ниже температуры близки к максимальным годовым значениям и здесь продолжают действовать сжимающие напряжения определяемые длиннопериодными (годовыми) колебаниями. Следовательно, трещина образуется в результате концентрации напряжения на некоторой глубине от поверхности.
Многолетние исследования Дж.Р.Маккая на режимом криогенного растрескивания на северо-западе канадской Арктики показали, что наиболее благоприятная продолжительность и скорость понижения температуры, которые приводят к растрескиванию - это четыре дня при скорости 1,8С/день (Mackay, 1993). Натурные наблюдения за растрескиванием на мысе Барроу на Аляске, проведенные Р.Блэком, показали, что для льдонасыщенного грунта резкое изменение температуры на 4С оказалось достаточным для начала растрескивания. На тех участках, где температуры грунта изменяются не так быстро или они не являются сильнольдистыми, для начала растрескивания необходим перепад температур в 8-10С (Black, 1976). Таким образом, исследования, выполненные в разные годы в разных регионах криолитозоны, показали, что в большинстве случаев криогенное растрескивание происходит в результате резкого понижения температур воздуха и грунта (табл.2.1).
По данным Дж.Р.Маккая, растрескивание в пределах полигонально-жильных массивов происходило не каждую зиму. Например, на о.Гарри, расположенном в зоне тундры, в течение 12 лет средняя частота растрескивания составила одна трещина за 12 лет, а максимальная частота растрескивания - 11 трещин за 12 лет. Дж.Р.Маккай пришел к выводу, что в среднем, только 40% ледяных жил растрескиваются каждый год (Маскау, 1974, 1978).
Интересно, что к подобным выводам пришел Р.Блэк в результате наблюдений на на мысе Барроу: по его данным частота растрескивания изменяется от 37 до 64%; Д.Харри с соавторами (Harry et al., 1985) показали, что только 38% исследованных ледяных жил в Кинг Пойнт, на территории Юкона, имеют признаки растрескивания, происходившего в течение исследуемого зимнего периода. Частота растрескивания зависела от ширины жил в верхней части: наиболее часто трещины образовывались в жилах средних размеров шириной около 1 м (Маскау, 1974). Наблюдения показали, что, как правило, новая трещина образуется либо во льду, либо вдоль контакта лед-порода. Так, полевые наблюдения В.И.Соломатина на разрезах Северной Якутии (Хатарык в низовьях р.Яны, Мус-Хая, о.Мостах, в районе пос. Кулар) показали, что появление трещин в породе вдоль контакта с жилами происходит в результате различного изменения объема льда и вмещающей породы в силу их разной теплопроводности (этот показатель у льда больше, чем у грунтов) (Соломатин, 1973).
По данным В.В.Рогова полигонально-жильный лед обладает весьма небольшой прочностью на сжатие, которая растет с понижением температуры, поэтому для образования морозобойных трещин достаточны небольшие напряжения в массиве. Прочность на разрыв мерзлых алевритов в 1,2-1,5 раза выше. В результате повторные морозобойные трещины чаще всего образуются во льду или по контакту лед - порода (Рогов, 1982).
Наблюдения Дж.Р.Маккая показали, что максимальная ширина морозобойных трещин отмечалась в середине зимы и составляла 1-1,5 см, а глубина изменялась от 2,5 до 5 м, однако к началу снеготаяния ширина трещин уменьшается в 6-9 раз по сравнению с максимальными значениями. Исследования Р.Блэка и Дж.Р.Маккая показали, что средний прирост горизонтальной мощности жил на протяжении 10 лет составлял менее 1 мм в год (Black, 1976; Маскау, 1974, 1993). Указав на значительное влияние снежного покрова на частоту растрескивания, Дж.Р.Маккай сделал вывод, что снежный покров высотой от 0,6 до 1,0 м эффективно изолирует грунт от резких температурных перепадов и препятствует растрескиванию (Маскау, 1978, 1993). О высокой степени обратной корреляции между мощностью снежного покрова и частотой растрескивания упоминали также Я.Дылик и Г.Марлевельд (Dylik, Maarleveld, 1967) и Р.Блэк (1976). Большинство исследователей полагают, что морозобойная трещина возникает на поверхности пород, так как здесь наблюдаются наибольшие градиенты температур.
Вместе с тем, морозные трещины могут возникать и на некоторой глубине от поверхности. Полевые исследования Дж.Р.Маккая на севере Канады показали, что в 16 случаях трещины распространялись вниз, а в 11 - вверх (Mackay, 1984). Особенно благоприятны условия для этого при наличии крупных масс льда, залегающих близко к поверхности, поскольку объемные изменения льда при температурных колебаниях значительно превосходят объемные изменения грунта (Lachenbruch, 1962, 1966).
Развитие полигонально-жильных массивов в послеоптимальное время
Послеоптимальный период голоцена характеризуется снижением континентальности климата, отступанием на юг границы леса и снижением интенсивности повторно-жильного льдообразования. Жилы, синхронные началу этого периода, формировались сингенетическим способом, в основном на самом севере Западной Сибири. Причиной сокращения ареала синкриогенных жил, очевидно, послужило увеличение количества снега и уменьшение амплитуд температур зимнего периода, а также повышение среднегодовых температур грунта. Повышение уровня Полярного бассейна привело к затоплению обширных участков лайд, пойм, первых террас на севере района и консервации образовавшихся ранее повторно-жильных комплексов. Например, затопление торфяника в районе пос.Яптиксале около 1600 лет назад (судя по датировке опесчаненного торфа в верхней части торфяника) и захоронение его песком препятствовало дальнейшему накоплению торфа и росту повторно-жильных льдов, которые непрерывно формировались на протяжении голоценового оптимума (Васильчук и др., 1983).
Подтверждением ингрессии морских и лагунно-морских вод по долинам рек в начале послеоптимального периода служит констративный тип аллювия с горизонтами погребенного субаэрального торфа, накопившегося во время голоценового оптимума. Такое строение аллювия описано Ю.К.Васильчуком с соавторами (1983) на западе и востоке Ямала в устьевых и средних частях рек Ляккатосё, Сеяха, Харасовая. Затопление поверхности поймы в низовьях р.Тамбей привело к захоронению повторно-жильных льдов, образовавшихся на протяжении оптимума. Однако, в южных районах Ямала и Гыданского п-ова повышение уровня моря не так существенно сказалось на режиме осадконакопления, скорее всего, здесь были подтоплены только низкие поймы, а на поверхности первых террас продолжалось накопление торфа, хотя аккумуляции вероятно, была гораздо ниже, чем в оптимум голоцена.
Во второй половине послеоптимального этапа (субатлантический период) понижение уровня Полярного бассейна привело к формированию первых террас, пойм и лайд в их современном виде. Мощность отложений составляла около 1-3 м, практически повсеместно они промерзали сингенетически, а повышенная оторфованность верхних горизонтов пород способствовала интенсивному росту повторно-жильных льдов. Новый этап повторно-жильного льдообразования привел к выжиманию жил, сформировавшихся в течение голоценового оптимума с образованием деформаций вмещающих отложений. В толще первой морской террасы о.Белый отмечено формирование новых клиньев минерализованного льда, как показали исследования Ю.К.Васильчука и В.Т.Трофимова, один из таких клиньев пересекающий жилу, образовавшуюся в течение оптимума (рис.2.36). В разрезе высокой лайды п-ова Явай в устье р.Монгаталянг в толще засоленных песков формируются жилы, сложенные клиньями с разной минерализации (рис.2.37), которые фиксируют переход поверхности лайды от субаквального режима развития в начале послеоптимального периода к субаэральной фазе в настоящее время (Васильчук и др., 1983; Васильчук, Трофимов, 1984; Трофимов, Васильчук, 1986).
Скорость аккумуляции пойменных отложений, судя по полученным нами датировкам, была довольно высокой - до 70-80 см в течение примерно 800 лет. В течение субаэральных периодов развития пойменных массивов в них происходил рост повторно-жильных льдов, который приостанавливался или прекращался в течение субаквальных стадий. Исследованный нами повторно-жильный комплекс в пойменных отложениях р.Еркутаяха на Ямале позволяет говорить о том, что начало формования жил, скорее всего, произошло около 1,8-2 тыс. лет назад, затем в результате сравнительно кратковременного затопления участка (между 1,8 и 1 тыс. лет назад) накопился горизонт песка, а развитие жил было малоактивным. Существенная активизация их роста произошла около 1 тыс. лет назад, когда поверхность вновь осушилась и вышла в режим высокой поймы. Повышенное содержание микроэлементов и протеолитической активности в повторно-жильных льдах, возможно, свидетельствует об участии паводковых вод на субаквальной стадии развития массива.
Ширина жил достигает 0,8 м в верхней части, что является свидетельством интенсивности растрескивания за последнюю 1000 лет (надо отметить, что формирование жил происходит и в настоящее время, судя по наличию свежих морозобойных трещин на поверхности поймы и элементарных жилок в них).
Если принять, что средняя ширина морозобоиной трещины составляет около 1 мм, то на данном участке растрескивание происходило почти ежегодно. О такой же интенсивности растрескивания можно говорить, рассматривая ледяную жилу в устье р.Монгаталянг - здесь в течение примерно 2000 лет сформировались клинья льда шириной до 1 м, в течение 500 лет -клинья шириной до 0,8 м, и в течение последних 100 лет - жилка шириной около 20 см, следовательно, на протяжении всего послеоптимального периода рост жил не прекращался, при этом наращивание льда жилы происходило практически ежегодно. Судя по изотопно-кислородному и дейтериевому составу повторно-жильных льдов пойменных отложений р.Еркутаяха, зимние условия второй половины послеоптимального периода были близки к условиям оптимума, а в отдельные интервалы времени были немного суровее.
В Болынеземельской тундре в течение послеоптимального периода голоцена с уменьшением континентальности климата мерзлотный режим не претерпел существенных изменений, но глубина протаивания стала меньше. При этом термокарст продолжался, хотя и в несколько ограниченных размерах. К настоящему времени термокарст привел к весьма существенному преобразованию полигональных торфяников: на больших пространствах (особенно вблизи южной границы распространения повторно-жильных льдов) жильный лед вытаял, в результате чего сформировался рельеф плоскобугристых торфяников. Иногда обнаруживаются псевдоморфозы по жильному льду в озерных суглинках и отчасти в торфе. Но во многих местах торфяники с жильным льдом сохранились, а на некоторых участках повторно-жильное льдообразование продолжается и в настоящее время, на что указывают свежие морозобойные трещины, обнаруживающиеся в пониженных полосах между плоскими торфяными блоками, элементарные жильные ростки (Попов, 1965; Казначеева, Шапошникова, 1982; Каневский, 2002). Кроме того, в середине послеоптимального периода на молодых элементах рельефа в районе Болванской губы начали формироваться торфяники, аккумуляция которых продолжается и в настоящее время.
В заключении можно привести данные о возможном изменении температуры грунтов и глубины сезонного оттаивания в исследуемых районах при потеплении климата в предстоящем столетии, полученные С.М.Фотиевым (2000), полученные на основании теплофизических расчетов. В Западной Сибири при повышении среднегодовой температуры воздуха на 2С произойдет повышение среднегодовых температур многолетнемерзлых пород. В зоне, где современная среднегодовая температура грунтов составляет 0, -1С, она повысится на 0,2 - 0,8С, а в зоне, где современная среднегодовая температура грунтов составляет -8, -10С повышение будет более существенным - на 1,3 - 1,5С. При повышении среднегодовой температуры воздуха на 4С, увеличение среднегодовых температур грунтов в этих зонах составит, соответственно, 0,2 - 2,2 и 2,6 - 2,8С.
Глубина сезонного протаивания суглинистых при повышении температуры на 2С увеличится на величину от 1,3-0,6 м в южных районах криолитозоны, что на некоторых участках приведет к полному протаиванию грунтов, до 0,1 м - на севере Ямала и Гыданского п-ова; при повышении на 4С - на величину от 3,5 до 0,3 м. В результате возможного протаивания островов многолетнемерзльгх пород в южных районах произойдет смещение границ геотемпературных зон: ширина зоны островной мерзлоты уменьшится почти в 2 раза за счет значительного продвижения на север ее южной границы (на 110-350 км). Также произойдет смещение на север зон сплошного и массивно-островного распространения многолетнемерзльгх пород.
При повышении температуры воздуха на 4С в результате активного протаивания мерзлых толщ расширение области прерывистого распространения многолетнемерзльгх пород произойдет вплоть до акватории Карского моря.
Оценка изменения геотемпературного поля мерзлых пород на Европейском Севере показывает, что при повышении среднегодовой температуры воздуха на 2С среднегодовая температура мерзлых пород в тех районах, где они в настоящее время составляют около 0С повысятся на 0,3С, а в тех районах где она составляет -3, -5С - на 0,8С.
При повышении среднегодовой температуры воздуха на 4С - соответственно на 1,5 и 1,2С. При этом в южных районах криолитозоны в при повышении температуры на 2-4С произойдет полное протаивание суглинистых пород, а в более северных - увеличение глубины протаивания составит от 1 до 4 м. В случае возможного потепления произойдет смещение на север области высокотемпературных мерзлых пород, при этом ширина этой зоны мало изменится. В пределах этой области полное протаивание будет избирательным, в то время как к югу от этой области оно, возможно будет повсеместным. Меньшую площадь будет занимать область сплошного распространения низкотемпературных мерзлых пород в результате смещения к северу ее южной границы.
Таким образом, потепление климата существенным образом отразится на состоянии многолетнемерзльгх пород в южных районах криолитозоны, где произойдет их полное протаивание. Изменение границ геотемпературных зон произойдет за счет сужения зоны низкотемпературных мерзлых толщ в самых северных районах и зоны высокотемпературных маломощных мерзлых толщ на юге криолитозоны (Фотиев, 2000).
Тем не менее, результаты моделирования показывают, что на большей части криолитозоны существенной активизации протаивания не произойдет из-за большой инертности льдистых глин, суглинков и торфа, к которым в области сплошного развития многолетнемерзлых пород приурочены повторно-жильные льды, а в области прерывистого и островного распространения - острова мерзлых толщ.
Голоценовая динамика бугров пучения
Анализ обширного массива данных позволяет сделать вывод, что большинство бугров пучения на Европейском Севере и в Западной Сибири формировались в период голоценового оптимума, и меньшая часть бугров - в течение послеоптимального периода голоцена. Пространственное распространение бугров пучения в Западной Сибири в разные периоды голоцена значительно варьировало. В дооптимальный период бугры пучения в Западной Сибири были распространены до 58 с.ш., а их северная граница проходила примерно по широте Полярного круга. В течение голоценового оптимума ареал распространения бугров пучения миграционного типа сильно сократился в связи с сокращением площади прерывистого распространения многолетнемерзлых пород: южная граница располагалась по широте пос.Шурышкары - Тарко-Сале - г.Туруханск. Южнее этой широты реликтовые бугры пучения старше 5 тыс. лет встречаются довольно редко. Более древние бугры в основном располагаются в северных районах прерывистого развития многолетнемерзлых пород - в районе пос.Азовы, Пангоды, г.Игарка, г.Дудинка, т.е. там, где протаивание было избирательным. В пределах этой зоны некоторые бугры пучения, вероятно, протаивали полностью, некоторые - частично, в наиболее теплые периоды оптимума. Об этом свидетельствует чередование горизонтов низинного и верхового торфа в разрезах некоторых бугров пучения (например, в буграх в районе пос.Азовы). В течение послеоптимального периода здесь происходил рост бугров на молодых элементах рельефа - поймах и первых террасах (например, описанные выше бугры в низовьях рек Танловаяха и Еръяха), динамика развития которых во многом определялась сменой фациальных, а не климатических условий.
Активизация термокарстовых процессов во время голоценового оптимума (локальная -в более северных районах распространения бугров пучения и более масштабная - в южных районах) выразилась в интенсивном заболачивании территорий и быстрой аккумуляции торфа. Понижение летних температур в послеоптимальное время привело к наращиванию многолетнемерзлых толщ, и в первую очередь - в местах аккумуляции торфа. В течение этого периода область распространения миграционных бугров пучения вновь расширилась на юг, однако, южная граница располагается гораздо севернее ее дооптимального положения - примерно на широте 61-63 с.ш. (Васильчук, Трофимов, 1982). В этот период отмечено зарождение новых бугров и продолжение роста более древних бугров в пределах тех массивов, где в течение оптимума рост бугров продолжался, а также отмечается их рост и в тех районах, где бугры в этот период полностью протаяли. Возраст бугров, зародившихся в послеоптимальный период, как правило, не старше 4 тыс. лет.
Выполненные нами исследования бугров пучения в Болынеземельской тундре в долине р.Уса показали, что начало процесса пучения здесь могло произойти в середине голоценового оптимума - от 7,5 до 6,2 тыс. лет назад. Заметное повышение летних температур воздуха, отмечавшееся в это время, способствовало высокой скорости торфонакопления, а также некоторому осушению верхней части болотных массивов. Низкие зимние температуры (которые, судя по изотопным данным повторно-жильных льдов, в некоторые периоды оптимума были ниже современных) способствовали интенсивному промерзанию участков, возвышающихся над зеркалом болота. Впоследствии некоторые бугры могли частично протаивать, другие продолжали медленный рост или находились в стабильном состоянии. Активизация пучения произошла 3,7-1,4 тыс. лет назад, когда вероятно вследствие дренажа обводненных участков стали активно формироваться более молодые бугры, рост которых продолжается вплоть до настоящего времени. Кроме того, сформировавшиеся ранее высокие бугры пучения, которые подверглись частичному протаиванию с поверхности, начали снова расти в течение этого периода.
В настоящее время некоторые крупные бугры пучения, зародившиеся в середине голоценового оптимума, находятся на стадии разрушения. Об этом свидетельствует ряд признаков, такие как трещины, пятна оголенного торфа на вершине бугра, оползание блоков торфа в межбугровые понижения в результате активной термоэрозионной деятельности поверхностных водотоков (рис.3.32). На некоторых осушающихся участках (возможно, на месте полностью протавших бугров) и в краевой части водоемов происходит зарождение новых бугров пучения (см. рис. 3.11, рис. 3.33).
Поскольку близкая тенденция развития бугров пучения в голоцене была выявлена для бугров пучения, расположенных разных геотемпературных зонах - на севере зоны лесотундры, где среднегодовые температуры грунта достигают значений -3С и в зоне северной тайги, где они составляют О, -1С, можно предположить, что существенной пространственной миграции границ распространения бугров пучения в голоцене не происходило, а протаивание этих форм, вероятно, отмечалось только в самых южных районах их распространения.
