From history of studying of permafrost in the South-East of Western Siberia, its types and influence on relief forming.pdf Криогенные (мерзлотные) процессы - совокупности физических, физико-химических, биохимических и других процессов, происходящих в горных породах в результате их охлаждения до отрицательных температур, замерзания и оттаивания, оказывают существенное влияние на формирование ландшафта, развитие почв, растительности, рельефа, стока вод, хозяйственную деятельность человека. Вопросами влияния криогенеза на компоненты ландшафта, в том числе и рельеф, занимались многие исследователи - Н.И. Сумгин, Н.И. Толстихин, П.Ф. Швецов, В.А. Кудрявцев, С.П. Качурин, А.И. Попов, Н.Н. Романовский, Б.И. Тюрин, Б.Н. Достовалов, В.Л. Суходровский, Э.Д. Ершов, Ю.К. Васильев, Ю.Б. Баду, В.Т. Трофимов и др. Появились такие понятия, как «криолитогенез», «криоморфогенез», «рельефообразование в криоли-тозоне» и др. По продолжительности нахождения горных пород в мерзлом состоянии различают сезонномерзлые и многолетнемерзлые породы (ММП). Поэтому принято выделять процессы, протекающие в многолетней криолитозоне и в сезонной криолитозоне, в последней породы полностью оттаивают в теплое время года. В России районы развития сезонномерзлых и многолетнемерзлых пород занимают почти 100 % ее территории: около 70 % - это территория криоли-тозоны, т.е. область развития ММП и 25-30 % - се-зонномерзлых пород [Инженерная геодинамика... 2013]. Развита мерзлота и в пределах Томской области, расположенной в юго-восточной части Южной геокриологической зоны (рис. 1). Основные черты современной геокриологической обстановки зоны определяются следующими факторами: непосредственной близостью южной границы криолитозоны; наличием на северной окраине и в северо-восточном секторе глубоко залегающих реликтовых ММП; длительным и глубоким сезонным промерзанием пород и др. История исследований реликтовых многолетнемерзлых пород Сведения о наличии мерзлоты на территории Западной Сибири в бассейнах рек Аган и Пур и др. содержатся в работах Д.А. Драницына, Б.Н. Город-кова [Городков, 1928]. В 1953 г. А.И. Попов публикует результаты мерзлотных исследований в Западной Сибири и карту, на которой проводит границу распространения ММП (рис. 2) [Попов, 1953]. А. А. Земцов отмечал, что границы мерзлотных зон приемлемы лишь для верхних слоев многолетней мерзлоты [Земцов, 1976]. Необходимо отметить, что в 50-е гг. XX в. глу-бокозалегающие мерзлые породы не были известны. Первые сведения о них были опубликованы А.А. Земцовым в 1957 г., а позднее и в других его работах [Земцов, 1957; 1960; Земцов, Горюхин, Карлсон, 1971; Земцов, 1976; 1997]. В них А. А. Земцов дал характеристику глубин залегания кровли и подошвы (до 400 м), мощности реликтовых ММП, условий залегания. Реакция исследователей на его публикации была различной. А. А. Земцов вспоминал: «Эти сведения оказались настолько необычными и не укладывались в общепринятые представления, что автору много раз приходилось доказывать их достоверность» [Зем-цов, 1976, с. 184]. Позднее А.А. Земцов опубликовал карту-схему распространения ММП в Западной Сибири (рис. 3). Южная граница реликтовых мерзлых пород проведена примерно по 60°30' с.ш., т.е. на несколько сот километров южнее, чем по предположению А. И. Попова и других исследователей [Земцов, 1976]. © Евсеева Н.С., Квасникова З.Н., Каширо М.А., 2018 DOI: 10.17223/25421379/8/7 I ср от -э до -у ; | | icp ниже -у ; М от 200 до 600 м М от 400 до 900 м и ниже I | бе»мерзлотныв области ..... южная граница криопитозоны protown.ru Рис. 1. Распространение многолетнемерзлых пород [Сюрпризы... 2015] Fig. 1. Distribution of permafrost [Syurprizy... 2015] Рис. 2. Граница многолетнемерзлых пород по [Попов, 1953] 1, 2 - практически сплошное с поверхности распространение многолетнемерзлых пород (северная зона): 1 - тундровая подзона, 2 - лесотундровая подзона; 3 - массивно-островное и островное с поверхности распространение многолетнемерзлых пород (южно-таежная подзона); 5 - зона перелетков и редких мелких участков многолетнемерзлых пород; 6 - границы мерзлотных зон и подзон; 7 - южная граница многолетнемерзлых пород Fig. 2. Permafrost boundary according to [Popov, 1953] 1, 2 - almost continuous from the surface distribution of permafrost (northern zone): 1 - tundra subzone, 2 - forest-tundra subzone; 3 -massively island and island propagation of permafrost rocks from the surface (southern taiga subzone); 5 - zone of migrations and rare small areas of permafrost; 6 - boundaries of permafrost zones and subzones; 7 - the southern boundary of permafrost Н.А. Граве писал, что установление реликтовой мерзлоты «представляет собой научное открытие, так как до сих пор единственными надежными свидетелями древнего происхождения вечной мерзлоты были находки неразложившихся мамонтов и волосатых носорогов, сохранившихся в послеледниковых, то есть значительно более молодых отложениях» [Граве, 1968, с. 53]. Это открытие имело не только прикладное, но и научное значение, так как явилось основанием для выделения особого периода в истории криологического изучения глубоко залегающих многолетне-мерзлых пород [История... 1990]. К сожалению, имя первооткрывателя реликтовых ММП в Западной Сибири во многих работах по геокриологии не указывается. Рис. 3. Карта-схема распространения многолетнемерзлых пород в Западной Сибири [Земцов, 1976] I. Северная зона: а - подзона полигональных мерзлых толщ; б - подзона эпигенетических мерзлых толщ. II. Центральная зона: а - подзона эпигенетических мерзлых грунтов и торфяников; б - подзона эпигенетических мерзлых торфяников. III. Южная зона. IV. Зона распространения реликтовых просадочных форм рельефа и псевдоморфоз по ледяным клиньям в отложениях плейстоцена. Жильно-полигональный рельеф: 1а - стадии роста, 1б - стадии консервации, 1в - стадии разрушения, 1г - стадии остаточной; 2 - плоскобугристые торфяники; 3а - гидролакколиты, 3б - крупнобугристые торфяники; 4 - современный термокарст; 5 - реликтовый термокарст; 6 - псевдоморфозы по ледяным клиньям; 7 - криотурбации; 8 - область высокольдистых отложений, где геоморфологические уровни сохранили первоначальную высоту, но при протаивании высота их может понизиться на 5-10 м; 9 - область, где высота уровней изменилась в результате протаивания пород; 10 - область, в которой высота уровней не изменилась Fig. 3. Map of the distribution of permafrost in Western Siberia [Zemtsov, 1976] I. Northern zone: a - subzone of polygonal frozen strata; b - subzone of epigenetic frozen strata. II. Central zone: a - a subzone of epi-genetic frozen soils and peatlands; b - subzone of epigenetic frozen peatlands. III. South zone. IV. The zone of distribution of relict subsidence forms and pseudomorphs along ice wedges in Pleistocene sediments. Polygon-polygonal relief: 1a - growth stage, 1b - conservation stage, 1c - destruction stage, 1g - residual stage; 2 - flat-hilly peatlands; 3a - hydrolaccoliths, 3b - large-hilly peatlands; 4 -modern thermokarst; 5 - relic thermokarst; 6 - pseudomorphs over ice wedges; 7 - cryoturbation; 8 - area of high ice sediments, where geomorphological levels retained their original height, but when thawing, their height may decrease by 5-10 m; 9 - the area where the height of the levels has changed as a result of the melting of rocks; 10 - the area in which the height of the levels has not changed В дальнейшем в ходе геологических работ появились новые данные о реликтовой мерзлоте на юго-востоке равнины, так в 60-е гг. ХХ в. были получены сенсационные данные о наличии реликтовых ММП на севере и северо-востоке Томской области далеко за пределами южной границы их распространения, показываемой на геокриологических картах [Земцов, Го-рюхин, Карлсон, 1997]. Реликтовая мерзлота была выявлена при бурении скважин в районе г. Стрежевого на II надпойменной террасе р. Обь. Кровля ММП была вскрыта на глубинах 149-155 м, а подошва - на 220241 м. Мощность мерзлоты изменялась от 65 до 92 м [Земцов, 1971]. Обобщение данных о реликтовой мерзлоте позволило А. А. Земцову установить, что на северо-востоке Томской области она занимает площадь порядка 20 тыс. км2 (рис. 4) [Земцов, 1997]. ММП залегают на глубинах 117-283 м от дневной поверхности, а их подошва - на 443 м и более. Вскрытая мощность реликтовой мерзлоты изменяется от 6-11 до 221,4 м, но чаще составляет 9-33 м. Температура мерзлых пород колеблется от 0 до -2°С. Реликтовые ММП междуречья Кети и Тыма -это переслаивающаяся толща песков, суглинков и глин, содержащих кристаллики льда, которые их цементируют. В глинах и суглинках наблюдаются мелкие линзочки льда толщиной не более 3 мм. Возраст мерзлых пород верхнемеловой (отложения верхнесымской свиты). На левобережье р. Обь реликтовые ММП обнаружены в бассейне р. Ларъёган, у оз. Иудкино на глубине 140 м от дневной поверхности. Кроме того, отдельные линзы реликтовой ММП сохранились и обнаружены на Кеть-Чулымском междуречье. Так, одна из скважин в 70-е гг. ХХ в. вскрыла небольшой останец ММП мощностью 0,7 м на III террасе р. Кеть у д. Корьевки [Шамахов, Земцов, 1979]. Позднее в верховьях р. Улуюл скважина 19 вскрыла реликтовую мерзлоту в интервалах глубин 173,0-175,0 и 195,5-198,0 м [Евсеева, Голове-ров, Попкова, 1984]. Кроме реликтовых ММП с отрицательной температурой (от -0,1 до -2,0°С) глубокими скважинами вскрыта так называемая вялая мерзлота на газовых и нефтяных месторождениях в бассейнах Васюгана, Парабели, Пайдугиной, где в скважинах зафиксированы плюсовые температуры, близкие к 0°С, до глубины 400 м. ММП с такой температурой - это также реликтовая мерзлота: лед уже растаял, а низкая температура еще сохранилась [Земцов, 1997]. Южная граница реликтовой ММП на территории Томской области проводится А. А. Земцовым по долине р. Кеть, долине Оби и далее на запад по водоразделу рек Васюган и Ларъёган и Большого Юга-на - с севера. ММП возникли более 60-100 тыс. л. н. в зырянскую ледниковую эпоху. С.А. Архипов, В.С. Волкова отмечают, что для эпохи позднезырян-ского (сартанского) оледенения характерен суровый континентальный климат: среднегодовая температура была ниже современной на 8-10°С [Архипов, Волкова, 1994]. Климатическая обстановка отличалась сухостью и неоднократным возвратом холодов. На всей территории Западно-Сибирской равнины сформировалась вечная мерзлота, мощность ее в пределах Томской области в сартанское оледенение (20-18 тыс. л. н.) изменялась от 200-400 м в западной и центральной ее частях до 600 м - в восточной [Палеоклиматы... 2009]. На территории Томской области в это время господствовал перигляциальный тип растительности - злаки, маревые, полыни и др. [Архипов, Волкова, 1994], а из фауны - мамонт, бизон, сайга, лошадь и др. [Шпанский, 2003]. Суровый климат сартанского оледенения способствовал морозобойному растрескиванию почвогрун-тов и их пучению. Палеогеографические исследования, проводимые на территории Томской области под руководством С.В. Лещинского, показали наличие морозобойных трещин в отложениях надпойменных террас р. Чулым на глубинах 1,9-4,0 м. Длина таких трещин достигала 1,6 м, а ширина в устье - до 0,7 м [Бурканова, 2018]. На названных глубинах найдены кости мамонта. С деградацией мерзлоты в позднезырянское время исследователи связывают формирование криогенного рельефа [Земцов, 1976; Трофимов, 1977; Мизеров, Богдашев, 1978]. Так, А. А. Земцов на территории исследования отмечал развитие реликтового термокарста, псевдоморфоз по ледяным клиньям, криотурбации [Земцов, 1976] (см. рис. 3). В.Т. Трофимов территорию бассейна Тыма и междуречье Тымь-Кеть относит к зоне остаточного полигонального рельефа на плохо дренированных участках (термокарстовые озера и др.) и древнего остаточно-полигонального рельефа на хорошо дренированных участках (крупнообломочный и бугри-сто-западинный рельеф) [Трофимов, 1977]. Полевые исследования показали, что для Кетско-Тымской, Кеть-Чулымской водораздельных равнин характерны своеобразные «кольцевые» формы рельефа [Мизеров, Богдашев, 1978; Евсеева, Земцов, 1990 и др.]. Величина ряда колец достигает 3-5 км в диаметре, но чаще 400-500 м. Глубина понижений не превышает 10 м, они, как правило, заболочены или заняты озерами. Например, кольцевая форма у озера Кольчуминского на междуречье Орловки и Лисицы имеет диаметр более 3 км и занята болотом. Такие кольцевые формы возникли, на наш взгляд, в процессе зарастания озер, котловины которых могли иметь термокарстовый генезис, а также флювиаль-ный [Евсеева, Земцов, 1990]. Наличие спорадических островов ММП обусловливает развитие бугров пучения (рис. 5). Находки островов мерзлоты известны с первой половины XX в., они обнаружены В.Г. Петровым при изыскании и проектировании железных дорог [Петров, 1937]. В пределах Томской области исследователем выявлены местонахождения мерзлых пород: по линии населенных пунктов Татьяновка - Ярь, в нижнем течении р. Шегарка и в верховьях р. Икса, в бассейне р. Чая (по линии деревень Подгорная и Коло-мино). Острова мерзлоты были представлены мерзлыми породами в болотах на глубине 50-80 см, а также мерзлым бугром высотой 2 м и диаметром 15 м. Под слоем торфа в 1 м в бугре были вскрыты мерзлые глинистые грунты. В 1970-х гг. XX в. описание мерзлотных бугров пучения есть в работах Ю.А. Львова [Львов, 1977]. Рис. 4. Карта-схема распространения многолетнемерзлых пород в Томской области по [Земцов, 1997] 1 - граница и 2 - район распространения многолетнемерзлых пород Fig. 4. The map of the distribution of permafrost in the Tomsk region according to [Zemtsov, 1997] 1 - the boundary and 2 - the area of distribution of the permafrost В 1982 г. Е.Я. Мульдияров обследовал мерзлотный торфяник, протягивающийся полосой от 40 до 150 м ширины вдоль минерального берега и обрывающийся в транзитную топь. Поверхность торфяника образована буграми округлой и вытянутой формы. Наиболее высокие бугры возвышались над краевой полосой на 4-4,5 м, над ерсея-ми - на 2-4 м, а над транзитной топью - на 6-6,5 м. Глубина залегания мерзлого торфа от 25-40 см до 1,51,9 м. На буграх растет разреженный кедровый лес типа «пьяного леса» [Мульдияров, 1987]. Т.А. Бляхарчук, Л.Д. Сулержицкий мерзлый бугор пучения обследовали на болоте Бугристое (58°15' с.ш., 85°20' в.д.) на Кеть-Чулымской междуречье [Blyakharchuk, Sulerzhitsky, 1999]. Бугор, сложенный мерзлым торфом, образовал выпуклый остров среди немерзлого торфа болота. На бугре произрастает сосновый лес, протаивание грунта привело к наклону дерева в разные стороны. Ю.К. Васильчук данный бугор пучения относится к миграционным буграм (пальза) [Васильчук, 2013]. Одна из самых южных находок миграционных бугров пучения изучена А. Г. Дюкаревым и Н.Н. Пологовой в бассейне р. Бакчар (54°04' с.ш., 82°26' в. д.), что на 1° южнее описанных ранее [Дю-карев, Пологова, 2007]. Бугор обнаружен в нижней части склона к долине правого притока р. Костихи. Бугор - повышение обвальной формы с двумя вершинами высотой до 2 м, вытянутое вдоль склона, отличающееся по наземному покрову и микрорельефу от окружающего леса (рис. 6). Ю.К. Васильчук, проанализировав материалы, малоизвестные или недостаточно учитываемые публикации, уточнил положение южной границы ММП в Западной Сибири [Васильчук, 2013]. С учетом положения точек, где встречены многолетнемерзлые породы (хотя и не очень мощные), предложил проводить южную границу ММП южнее широтного отрезка р. Обь. Анализ карты (см. рис. 5) показыва- опускается до широты г. Асино. Это намного южнее, ет, что на территории юго-востока равнины она чем в ее западной части. Рис. 5. Положение южной границы многолетнемерзлых пород [Васильчук, 2013] 1 - граница распространения многолетнемерзлых пород; 2 - расположение самых южных находок многолетнемерзлых толщ Fig. 5. The position of the southern boundary of the permafrost [Vasilchuk, 2013] 1 - the boundary of the distribution of permafrost; 2 - the location of the most southern finds of permafrost Рис. 6. Рельеф поверхности мерзлотного бугра пучения [Дюкарев, Пологова, 2007] Fig. 6. Surface relief of a permafrost buoy [Dukarev, Pologova, 2007] Помимо реликтовой мерзлоты и островов ММП на территории Томской области развита сезонная мерзлота. Ю. Б. Баду с соавторами отмечают, что в верхнем горизонте любого геоморфологического элемента всей территории Западно-Сибирской равнины периодически происходит сезонное промерза-ние-протаивание грунтов [Баду, Васильчук, Кашпе-рюк, 1986]. В этом слое совершаются процессы перемещения минеральных и органогенных частиц, воды и обломочного материала, четко фиксирующиеся в разрезах отложений. Так или иначе эти процессы обнаруживают себя на земной поверхности в виде микро- и мезоформ рельефа. Вследствие вышесказанного необходимо рассмотреть процессы, происходившие в результате деградации ММП, и процессы, развивающиеся в сезонной мерзлоте. Природные факторы развития сезонной мерзлоты Развитие процессов сезонного промерзания и протаивания, согласно Ю.Б. Баду с соавторами, определяется следующими факторами: среднегодовой температурой пород, амплитудой температур на поверхности почвы, дисперсностью пород и естественной влажностью [Баду, Васильчук, Кашперюк, 1986], а также толщиной снежного покрова, растительностью, рельефом и микрорельефом местности. Среднегодовая температура грунтов на территории Томской области положительная. В северной части области - в Советско-Устьтымской подзоне Южной криологической зоны Западно-Сибирской равнины, расположенной севернее широтных отрезков рек Васюган и Кеть, она изменяется от 0 до 3°С, составляя на большей части территории, сложенной суглинистыми и торфяными грунтами, 0,5-2°С [Геокриология... 1989]. Наиболее низкие температуры наблюдаются в елово-кедровых зелено-мошных лесах на суглинистых почвогрунтах и в пихтово-елово-кедровых лесах на севере Вах-Кетского междуречья, где температуры не превышают 1,2°С. Для песчаных грунтов характерны более высокие температуры. В южной половине области - Урай-Новоси-бирской подзоне Южной зоны среднегодовые температуры грунтов изменяются от 2 до 4,5°С, но чаще колеблются от 2,5 до 4,5°С до глубины 2,5-3,0 м. Среднегодовая температура на поверхности почвы и абсолютный минимум на поверхности почвы варьируют в значительных пределах (табл. 1). Таблица 1 Вариации среднегодовых температур на поверхности почвы и абсолютные минимумы температуры на поверхности почвы [Научно-прикладной... 1993] Table 1 Variations of average annual temperatures on the soil surface and absolute minimums of temperature on the soil surface [Nauchno-prikladnoy... 1993] Станция, годы наблюдений Среднегодовые температуры на пове рхности почвы, °С. Абсолютный минимум температур на поверхности почвы, °С колебания за период наблюдений максимальные минимальные Напас, 1966-2015 Александровское, 1977-2015 Бакчар, 1966-2015 Томск, 1966-2015 от -0,1 до -5,4 от +1,1 до -4,9 от +2,4 до -3,1 от +2,5 до -2,1 +0,5 (1995) +1,1 (1995) +2,4 (1995) +2,5 (1983) +2,2 (2013) -5(1966) -5,4 (1969) -5,1 (1974) -4,9 (1968,1969) -3,1 (1984) -2,1 (1969, 2010) за период 1977-2015 от -39,7 (2005) до -60,5 (2006) от -39,4 (1995,2005) до -56(1999) за период 1977-2015 -48,6 (2006) за период 1977-2015 -51,0 (1979) -50,2 (1999) -50,5 (2005) Анализ табл. 1 показывает, что в северной части области за последние 39 лет отмечалось от 1 до 6 случаев лет (2,6-15,4 %) с положительными среднегодовыми температурами на поверхности почвы; в южной части территории области число таких случаев составило 29-31 (74,4-79,5 %). Абсолютный минимум температуры на поверхности почвы за 1966-2015 гг. на метеостанции Напас достиг -60,5°С. Средний из абсолютных минимумов за 1948-1980 гг. был равен: Александровское -49°С, Напас -51°С, Бакчар -49°С, Томск -48°С [Научно-прикладной. 1993]. Дисперсность и влажность грунтов. Сезонному промерзанию-протаиванию подвергаются в основном покровные отложения субаэрального генезиса позд-ненеоплейстоцен-голоценового возраста. Они залегают с поверхности и плащеобразно перекрывают другие генетические типы рыхлых пород разного состава и возраста на различных геоморфологических уровнях - междуречьях, надпойменных террасах. Мощность их изменяется от первых метров до 812 м. Покровные отложения - продукт выветривания материнских пород, они представлены преимущественно лессовидными суглинками, в меньшей степени легкими глинами, супесью, пылеватыми песками, залегающими прослоями и линзами. Содержание пы-леватых частиц (0,05-0,001 мм) достигает 80 %, породы карбонатные: в северных районах содержание карбонатов колеблется - от 0 до 8 %, в южных районах области - до 23,5 % [Евсеева, Земцов, 1990]. Естественная влажность лессовидных отложений изменяется от 6 до 34 % на левобережье р. Чулым, от 17 до 40 % - на западном макросклоне Томь-Яйского междуречья, от 2 до 15 % - на дренированных участках междуречий правобережья и левобережья Оби и до 20-30 % - на дренированных участках [Герасимова и др., 1971]. Влажность песков - от 16,5 до 35 %. Особенностью ландшафтов Томской области является его сильная заболоченность как часть мирового природного феномена - заболоченности Западно-Сибирской равнины. Средняя заболоченность равнины оценивается в 30 % [Лисс, Березина, 1981], на территории Томской области - в 39,550 % [Инишева и др., 1995]. Мощность торфяных отложений изменяется от 0,5 до 11 м, составляя в среднем 3 м. Естественная влажность торфяных отложений верхового типа может достигать 1 500 %, низинных торфов - не более 500 % [Геокриология... 1989]. Различия во влажности пород объясняются особенностями рельефа и глубинами залегания уровня грунтовых вод и верховодки. На междуречьях большей части территории области грунтовые воды залегают на глубине 0-3 м, в долинах рек, в бассейнах Чулыма, Томи, на Обь-Шегарском междуречье - от 0,5 до 10-15 м [Трофимов, 1977; Геокриология... 1989], но местами глубже. Воды, как правило, безнапорные и слабонапорные в долинах рек и напорные на междуречьях. Величина напоров достигает 10 м, реже более. Состав (дисперсность) и естественная влажность пород сезонного слоя промерзания и протаивания играют существенную роль [Баду, Васильчук, Ка-шперюк, 1986]: увеличение дисперсности и влажности приводит к уменьшению глубины сезонного промерзания (в случае, если уровень грунтовых вод ниже подошвы слоя сезонного промерзания) и про-таивания. Глубины сезонного промерзания пород разного состава, по данным ряда исследователей, изменяются в следующих пределах [Баду, Васильчук, Кашперюк, 1986; Геокриология... 1989; Ландшафты болот. 2012; Кисилев, Воропай, Дюкарев, 2016]: в песках маловлажных (5-10 %) на хорошо дренируемых участках, в обнажениях террас - до 2,5-3,5 м; при влажности песков более 10 % - 0,7-2,0 м; в суглинках под лесом - не более 1,0-2,0 м; в суглинках на безлесных участках - до 1,6-1,8 м; в супесчано-суглинистых породах - 1,4-2,0 м; в глинистых и суглинистых грунтах - 2,2-2,4 м; в торфе (рям, мочажина, гряда, топь) - до 0,6 м, в среднем 0,3-0,4 м, редко до 1,2 м. Различия в температурном режиме, гранулометрическом составе почвогрунтов, толщине снежного покрова, микрорельефе, влажности и т.д. определяют значительную изменчивость глубины промерзания почв (табл. 2). Таблица 2 Глубина промерзания и продолжительность оттаивания почв за период 1967-1997 гг. по данным Томской ЦГМС [Ландшафты болот... 2012] Table 2 The depth of freezing and the duration of thawing of the soil for the period 1967-1997 according to the Tomsk Center for Hydrometeorology and Environmental Monitoring [Landshafty bolot... 2012] Значения характеристик почв Станция среднее максимальное (год) минимальное (год) Глубина промерзания, см Бакчар 97 141 (1969) 52 (1993) Первомайское 120 171 (1976) 56 (1997) Томск* 77 146 (1968) 9 (1993) Кожевниково* 107 более 150 (1970-1972) 45 (1983) Продолжительность оттаивания, дни Бакчар 38 67(1968) 18(1991) Первомайское 42 69 (1968) 18(1990) Томск 35 59 (1970) 17(1991) Кожевниково 22 54 (1972) 14 (1993) Примечание: * - данные о промерзании почв имеются по ст. Томск за последние 23 года, а по ст. Кожевниково - за последние 17 лет. Note: * - oil freezing data are available under art. Tomsk over the past 23 years, and according to Art. Kozhevnikovo - for the last 17 years. Таблица 3 Толщина снежного покрова и средняя глубина промерзания почв по [Ресурсы, 1972; Азьмука, 1986; Пашнева, Печень-Песенко, 1987; Ястремская, 1987; Хмелев, Панфилов, Дюкарев, 1988; Дюкарев, Пологова, 2007; Дюкарев, Пологова, Дюкарев, 2011] Table 3 The thickness of the snow cover and the average depth of soil freezing according to [Resursy, 1972; Azmuka, 1986; Pashneva, Liver-Pesenko, 1987; Yastremskaya, 1987; Khmelev, Panfilov, Dyukarev, 1988; Dyukarev, Pologova, 2007; Dyukarev, Pologova, Dyukarev, 2011] Толщина снежного покрова, см Глубина промерзания почв, см 0-30 100-200 и более 30-50 70-135 50-60 40-60 60-85 5-20 85-100 0-30 100-200 0-5 Вариации глубин промерзания почвогрунтов отмечаются и в последние годы, например: в 2005 г. -51-100 см; в снежную и теплую зиму 2008 г. - 2394 см; в 2010 г. (на редкость холодная зима за последние 100 лет, она занимает второе место после зимы 1968/69 гг.) - 75-150 см; в зиму 2011 г. - 44109 см [Экологический... 2009; 2011; 2012]. Изучая климат почв Томской области, Т.И. Азьмука установила, что в четырех из девяти лет почва промерзает на глубину 111-130 см [Азьмука, 1986]. Наблюдения авторов данной статьи за глубиной промерзания почв на пашне Томь-Яйского междуречья, анализ материалов других исследователей по названной территории подтвердили выводы Н.А. Качинского [Качинский, 1927] о том, что промерзание почв на пашне происходит неравномерно и зависит от толщины снежного покрова и микрорельефа. Многолетние площадные снегомерные работы [Петров, Евсеева, Каширо, 2013] показали, что в марте - периоде максимального снегонакопления -толщина снежного покрова изменяется от 0-30 до 80-90 см, а в сугробах у лесополос и кромок леса, депрессиях рельефа - до 200-241 см, возможно, более. Вследствие этого средняя глубина промерзания почв весьма различается (см. табл. 3). Т. И. Азьмука установила, что при одинаковой мощности снежного покрова максимальная глубина промерзания почв в северных районах области меньше, чем в южных [Азьмука, 1986]. Это связано, на наш взгляд, с большой переувлажненностью почв центральной и северной частей территории области - от 50-75 % и более. Коэффициент корреляции между уменьшением глубины промерзания почв с увеличением толщины снежного покрова изменяется от 0,56 до 0,9 [Ландшафты болот... 2012]. Продолжительность сохранения мерзлоты составляет 56 месяцев [Кисилев, Воропай, Дюкарев, 2016]. В целом для исследуемой территории, как и для всей центральной и южной частей Западно-Сибирской равнины, характерен переходный и длительно устойчивый тип промерзания пород со среднегодовыми температурами, не превышающими 5°С [Ги-личинский, 1986]. Криогенные процессы и явления, развивающиеся в сезонной мерзлоте Спектр мерзлотных явлений и образований на территории Томской области разнообразен и представлен криогенным выветриванием, сегрегационным льдообразованием, пучением, наледеобразова-нием, морозобойным растрескиванием, оплыванием (сползанием). О криогенном выветривании пород. В исследуемом районе с поверхности развиты коры выветривания на рыхлых континентальных отложениях -неоэлювий. Он представлен породами лессовидного облика, слагающими верхние горизонты отложений междуречий, их склонов, террас. В стратиграфическом отношении они, как правило, не расчленены, и их часто называют «покровные отложения». Лессовидные породы, несмотря на различия климатических условий Западно-Сибирской равнины, как и по всей Сибири и в других районах мира, обладают одними и теми же особенностями: значительно большая пылеватость, чем у материнских пород - до 80 % содержания крупной пыли (0,05-0,01 мм - лессовая фракция); рыхлое сложение вследствие высокой пористости, наличие микропор; отмечается отдельность - вертикальная столбчатость; повышено содержание солей, главным образом карбонатных. Сегрегационное льдообразование. Промерзание горных пород - сложный физический и физико-химический процесс. В дисперсных породах, широко распространенных в исследуемом регионе, наряду с переходом воды в лед без заметного ее перемещения с образованием льда-цемента, наблюдаются миграция влаги и ее последующее замерзание с образованием шлирового (сегрегационного) льда [Инженерная геодинамика. 2013]. Промерзание с образованием льда-цемента наблюдается или в песчаных грунтах, когда в процессе его развития влага отжимается книзу от фронта промерзания, или при замерзании в условиях низких температур замкнутых объемов маловлажных тонкодисперсных пород, в которых существуют условия для «свободного» увеличения объема воды при переходе ее в лед. Образование льда-цемента происходит непосредственно в порах грунта. Замерзание без сколько-нибудь заметного перемещения влаги может развиваться и в случае, когда промерзание грунтов даже с большой влажностью происходит очень быстро, и шлиры - обособленные выделения чистого льда различной формы и размеров в толще мерзлой породы - не успевают образоваться. Шлировый лед активно образуется и в настоящее время, поскольку промерзание происходит в пылеватых супесях, суглинках и глинах разного генезиса. Особая роль сегрегационного льдообразования состоит в том, что именно с ним обычно связана пучинистость промерзающих дисперсных отложений. Морозное пучение дисперсных пород. Промерзание достаточно влажных дисперсных пород в естественных условиях сопровождается криогенным (морозным) пучением, одним из наиболее распространенных и опасных криогенных процессов на территории России, в том числе и в Томской области. Морозное пучение дисперсных пород обусловлено увеличением объема замерзающей влаги и льдонакоплением (вследствие миграции воды) при замерзании [Ершов, 1990]. Под влиянием этого процесса поверхность земли испытывает ежегодное циклическое поднятие при промерзании и опускание при оттаивании, что приводит к постоянной пульсации поверхности земли. Такую пульсацию принято называть гидротермическим движением. Территория Томской области подвержена сезонному пучению грунтов, где оно развито интенсивно [Гиличинский, 1986]. Средняя величина площадного пучения сезонноталого слоя обычно в 1,5-2 раза меньше пучения слоя сезонного промерзания. Это связано с тем, что сезоннопромерзающий слой чаще всего является открытой системой и его промерзание сопровождается активной миграцией влаги [Ершов, 1990]. Согласно исследованиям П.И. Кашперюк с соавторами [Геокриология... 1989], на территории южной половины Томской области в результате промерзания грунтов формируются пучинные образования (бугры) высотой до 20 см, это нередко приводит к деформации и нарушению сплошности дорожного полотна, приобретающего «волнистость». Нами неоднократно наблюдались деформации дорожного полотна на Кеть-Чулымском, Улуюл-Чулымском, Томь-Яйском междуречьях, в бассейне р. Васюган и др. Сезонное площадное пучение пород характеризуется большой неравномерностью, крайним выражением которой является формирование однолетних (или сезонных) миграционных бугров пучения. Образование таких бугров связано, согласно Ю.К. Ва-сильчуку [Инженерная геодинамика... 2013], как правило, с тремя процессами: 1 - сегрегацией влаги (выделение из водонасыщенного грунта чистого льда при промерзании); 2 - миграцией влаги из окружающих и подстилающих водонасыщенных грунтов; 3 - инъекцией из замкнутых объемов при расширении в результате промерзания. Э.Д. Ершов отмечает, что инъекционные бугры пучения обычно связаны с неравномерным промерзанием пород се-зонноталого слоя, в результате чего возникает гидростатический напор в движущихся надмерзлотных водах [Ершов, 1990]. Промерзание пород создает напор в том случае, когда в результате неравномерного промерзания образуется замкнутый объем талой водонасыщенной породы (кровля и бока - мерзлая порода, подошва - водонепроницаемая талая или тоже мерзлая порода), промерзающий наиболее поздно. Свободного пространства пор может оказаться недостаточно для компенсации увеличения объема, что приводит к отжатию избытка воды и инъекции ее в направлении наименьшего сопротивления породы. Когда напор свободной подземной воды при промерзании замкнутого объема превысит сопротивление кровли изгибу или разрыву, происходит деформация кровли: сводообразное поднятие над участком внедрения воды, образование новых или расширение старых, не занятых льдом трещин [Ва-сильчук, 2013]. Э.Д. Ершов отмечает, что наиболее часто такое явление фиксируется у подножий склонов [Ершов, 1990]. Ширина таких бугров достигает первых метров, а превышение над окружающей поверхностью - 0,2-1,5 м. Авторами данной статьи сезонные бугры пучения встречены на Кеть-Чулымском, Улуюл-Чулымском междуречьях. Размеры их небольшие: диаметр 1-5 м, высота от 0,2 до 1,5 м. Т. В. Афанасьева, В.И. Василенко также указывают на интенсивное развитие пучение грунтов в этом регионе [Баду, Васильчук, Кашперюк, 1986]. Морозобойное растрескивание в сезонной мерзлоте на территории Томской области проявляется в зимнее время и ранней весной на наиболее дренированных участках поверхности с минимальным снежным покровом - это обнажения вдоль рек, повышенные участки пахотных угодий и др. [Евсеева, 2009]. Морозобойное растрескивание (трещинообразова-ние) - результат действия напряжений, возникающих в массиве мерзлой породы вследствие его сжатия при охлаждении [Природные опасности... 2000]. При сжатии мерзлого грунта напряжение в нем возрастает. Концентрация напряжений приводит к образованию микротрещин и дальнейшему макроскопическому разрушению. Трещины возникают на поверхности и проникают в глубь массива пород. При сезонном промерзании пород их глубина ограничивается толщиной слоя сезонного промерзания, в пределах исследуемой территории - от 0,7 до 3,5 м. Они зафиксированы в описаниях разрезов в обнажениях террас, междуречий, карьеров и др., например в обнажении второй террасы р. Кеть у д. Палочка. Процесс образования трещин начинается в середине декабря и заканчивается с середины по конец марта. В большинстве случаев криогенное растрескивание происходит в результате резкого понижения температур воздуха и грунта (табл. 4). Температурные условия холодного периода года на территории Томской области благоприятны для развития морозного растрескивания, так как в это время наблюдаются низкие температуры воздуха (табл. 5) и абсолютные минимумы температур на поверхности почвы (см. табл. 1). Необходимо отметить, что низкие температуры воздуха, способные вызвать морозобойное растрескивание, в отдельные годы наблюдались даже в мае, например на станции Напас -18°С (1986) -15,4°С (2004). По данным метеостанции Томск низкие температуры воздуха в январе-марте и апреле отмечаются часто, что можно проиллюстрировать примерами (см. табл. 4-6). Низкие температуры воздуха способствуют образованию морозобойных трещин и на пашне, особенно на положительных микроформах рельефа на склонах южной экспозиции, где толщина снежного покрова обычно невелика. Например, в 2015 г. на плакоре пашни Томского района юго-восточной экспозиции в глубоком разрезе (более 2 м) Т.П. Соловьевой вскрыты морозобойные трещины. Глубина проникновения трещин - 0,85 м (рис. 7). На поверхности пашни, особенно по зяби, весной хорошо прослеживается сеть морозобойных трещин, ширина их изменяется от 1-3 до 15-20 мм, редко более [Евсеева, 2009]. Трещины образуют полигоны, размеры которых варьируют от 3 х 5 см до 10-12 х 30 см. Талые воды, проникающие ранней весной в трещину, замерзают в ней и образуют вертикальную жилку льда, которая в летний период вытаивает. С наступлением следующей зимы температурные напряжения приводят к новому растрескиванию. Образующиеся при этом трещины, как правило, закладываются по местам предыдущих, которые являются ослабленными зонами, где сопротивление пород (льда) на разрыв ниже по сравнению с ненарушенными массивом пород. Характерной особенностью морозобойного растрескивания почв на пашне является то, что полигональное растрескивание сочетается с развитием трещин при усыхании грунтов. Таблица 4 Table 4 Местоположение участка Температура воздуха (грунта) или диапазон температур воздуха (грунта), при котором наблюдается растрескивание, °С Западная Сибирь (торфяники) Западная Сибирь (песчано-глинистые грунты) Центральная Якутия (супесчаные грунты) Северо-западные территории Канады Аляска, мыс Барроу (малольдистый грунт) Омская область (суглинистые грунты на дороге с цементно-грунтовым покрытием) -45 (-12,5) (-9) (-24) от -31 до -45, от -25 до -40 (от -5 до -17-9) -15,-20 Таблица 5 Среднемесячные температуры воздуха в холодный период года и абсолютные минимумы воздуха, °С Температурные условия морозобойного растрескивания по [Инженерная геодинамика... 2013] Temperature conditions for frost cracking according to [Inzhenernaya geodinamika... 2013] [Хмелев, Панфилов, Дюкарев, 1988] Average monthly air temperatures during the cold period of the year and absolute minimums of air, °С [Khmelev, Panfilov, Dyukarev, 1988] Table 5 Станции наблюдения, годы Среднемесячные температуры воздуха (числитель) и абсолютный минимум температуры (знаменатель, год) Абсолютный минимум температуры за периоды декабрь январь февраль март Напас, 1881-1980 Абс. минимум за 1977-2015 Томск, 1881-1980 1966-2015 Абс. минимум за 1977-2015 -21,0 -53,0 (1958) -19,0 -51,4 (1984) -17,3 -24,0 -52,0 (1973) -21,9 -53,4 (2006) -19,1 -23,0 -50(1969) -19,5 -48,5 (1979) -16,9 -14,0 -44,0 (1941) -9,9 -42,8 (1978) -9,9 -53,0 (1958) -53,4 (2006) -55 (1931) -46,7 (2001) -50(1938) -15,4 -44,9 (1984) -55 (1931) -18,1 -46,7 (2001) -51,0 (1951) -16,0 -45,1 (1977) -42,0 (1892) -7,4 -34,0 (2003) Таблица 6 Абсолютный суточный минимум температур воздуха на примере ряда лет (Томск), °С Absolute daily minimum air temperatures on the example of a number of years (Tomsk), °С Table 6 Декабрь Январь Фев раль Март Апрель t Год t Год t Год t Год t Год -44,9 1984 -55,0 1931 -49,3 1931 -42,3 1931 -29,0 1963 -40,5 1986 -48,5 1945 -51,3 1951 -34,0 1948 -31,1 1964 -43,6 1999 -47,5 1969 -40,0 1954 -35,6 1958 -15,6 1996 -37,6 2000 -46,5 1979 -47,2 1957 -32,0 1964 -13,6 2001 -38,5 2001 -39,5 1987 -44,7 1966 -37,7 1971 -21,8 2002 -39,5 2002 -39,1 1990 -44,6 1969 -31,2 1978 -17,1 2003 -35,8 2003 -40,5 1996 -45,1 1977 -31,9 1985 -14,3 2004 -35,0 2004 -41,1 1999 -40,7 1978 -30,4 1991 -14,4 2005 -28,9 2005 -42,8 2000 -35,9 1990 -31,6 1995 -22,4 2006 -26,2 2006 -46,7 2001 -34,8 1991 -30,9 1999 -5,7 2007 Декабрь Январь Фев раль Март Апрель t Год t Год t Год t Год t Год -26,4 2007 -44,1 2006 -33,7 2006 -28,4 2008 -16,4 2008 -30,4 2008 -40,3 2008 -40,8 2009 -26,7 2009 -6,6 2009 -38,3 2009 -41,1 2010 -37,4 2010 -27,4 2010 -13,0 2010 -40,6 2010 -35,8 2011 -30 2011 -22,8 2011 -7,8 2011 -27,0 2011 -34,9 2012 -36,4 2012 -19,9 2012 -7,4 2012 -39,6 2012 -33,3 2013 -27,0 2013 -27,3 2013 -9,7 2013 -25,0 2013 -36,6 2014 -38,0 2014 -20,6 2014 -9,3 2014 -25,0 2014 -35,6 2015 -28,3 2015 -22,0 2015 -10,1 2015 Рис. 7. Морозобойные трещины на пашне юго-востока Томской области (фото З.Н. Квасниковой, 2015) Fig. 7. Frost cracks on arable land in the south-east of the Tomsk region (photo by Z.N. Kvasnikova, 2015) Наледеобразование. В пределах Томской области, особенно в ее восточной и юго-восточной частях, в холодный период года на реках образуются наледи - на Чулыме, Кети, Томи, Пайдугиной, Улу-юле, Чичкаюле, Васюгане и др. (рис. 8). По времени существования наледи террит

Скачать электронную версию публикации